Análisis Petrográfico de Rocas Clásticas.pdf

INSTRUCTOR:LUZ MAYGUALIDA MALAVÉ

ULTIMA REVISIÓN 2004

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ANÁLISIS PETROGRÁFICO DE ROCAS CLÁSTICAS

INSTRUCTOR: LUZ MAYGUALIDA MALAVÉ

ULTIMA REVISIÓN 2004

Este es un trabajo de autoría no publicado protegido por las leyes de la Republica Bolivariana de Venezuela. No puede ser reproducido, copiado, publicado o prestado a otras personas o entidades sin el permiso explícito de LUMA, S.A.

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ANÁLISIS PETROGRÁFICO DE ROCAS CLÁSTICAS

OBJETIVO GENERAL: Establecer la aplicabilidad e impacto de los resultados del análisis petrográfico en el daño de formación a través del conocimiento de las principales características de las rocas sedimentarias clásticas, las técnicas para el análisis petrográfico, el reconocimiento de los minerales a escala microscópica, su clasificación y diagénesis. Adicionalmente, se analizará la integración disciplinaria de la sedimentología con la petrografía y su impacto en la confiabilidad del modelo estático de yacimientos. BENEFICIO ESPERADO:

• Integrar las diferentes técnicas del análisis petrográfico • Reconocer minerales a escala microscópica • Clasificar las rocas sedimentarias • Determinar los procesos diagenéticos que afectan la roca y su

impacto en la productividad del yacimiento • Integrar los resultados del análisis petrográfico al modelo estático.

DIRIGIDO A: Los profesionales y estudiantes de geología que deseen profundizar en este tipo de análisis de gran aplicabilidad en los procesos de recuperación secundaria y como herramienta de investigación en los casos de problemas de productividad de pozos petrolíferos.

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Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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ÍNDICE


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ÍNDICE Contenido Página CAPÍTULO I - INTRODUCCIÓN I-1

1. TÉCNICAS DEL ANÁLISIS PETROGRÁFICO I-1

1.1. ANÁLISIS DE SECCIÓN FINA I-3

1.1.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE SECCIÓN FINA I-5

1.2. ANÁLISIS DE MICROSCOPIO ELECTRÓNICO DE BARRIDO (S.E.M.) I-5

1.2.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS SEM I-6

1.3. ANÁLISIS DE DIFRACCIÓN DE RAYOS X I-6

1.3.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE DIFRACCIÓN DE RAYOS X I-7

1.4. ANÁLISIS DE CATODOLUMINISCENCIA I-7

1.4.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE CATODOLUMINISCENCIA I-8

2. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS DE LOS MINERALES I-9

2.1. CON NICOLES PARALELOS (N//) I-9

2.2. CON NICOLES CRUZADOS (NX) I-10

3. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS I-13

3.1. CONCEPTO I-13

3.2. CLASIFICACIÓN 1-13

3.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS DE LAS ROCAS ÍGNEAS I-14

4. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS I-16

4.1. CONCEPTO I-16

4.2. CLASIFICACIÓN I-18

4.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS I-21

5. ROCAS SEDIMENTARIAS I-21

5.1. CONCEPTO I-21

6. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS I-21

6.1. CONCEPTO I-21

6.2. CONDICIONES I-21

6.3. CARACTERÍSTICAS PRINCIPALES I-22

6.4. CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS I-22

6.5. TEXTURAS (ORTOQUÍMICOS) I-23

6.6. TIPOS DE GRANOS I-23

6.7. CLASIFICACIÓN SEGÚN DUNHAM,1962 I-24

6.8. PETROGRAFIA DE ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS I-25

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ÍNDICE

Contenido Página CAPÍTULO II – ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS II-1

1. INTRODUCCIÓN II-1 2. CARACTERÍSTICAS PRIMARIAS II-2

2.1. CARACTERÍSTICAS TEXTURALES II-2

2.1.1. TAMAÑO DE GRANO II-2

2.1.2. ESCOGIMIENTO II-3

2.1.3. REDONDEZ Y ESFERICIDAD II-3

2.1.4. MADUREZ TEXTURAL II-4

2.1.4.1. Importancia II-4

2.2. MINERALOGÍA DETRÍTICA II-5

2.2.1. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES EN SECCIÓN FINA II-5

2.2.1.1. Minerales Formadores de la Roca II-5

2.2.1.1.1. Cuarzo II-5

2.2.1.1.2. Grupo de Feldespatos Potásicos II-7

2.2.1.1.3. Grupo de Feldespatos Alcalinos II-8

2.2.1.1.4. Fragmentos Líticos II-9

2.2.1.2. Minerales Accesorios II-11

2.2.1.2.1.Mica – Biotita II-11

2.2.1.2.2. Mica – Muscovita II-11

2.2.1.2.3. Anfíboles II-12

2.2.1.2.4. Epidoto II-13

2.2.1.2.5. Esfena (Titanita) II-14

2.2.1.2.6. Clorita II-15

2.2.1.2.7. Circón II-15

2.2.1.2.8. Glauconita II-16

2.2.2. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS II-17

2.2.2.1. Laminaciones II-17

2.2.2.2. Orientación de los Granos II-17

2.2.2.3. Gradación II-18

3. CARACTERÍSTICAS SECUNDARIAS II-18

3.1. DIAGENÉTICAS II-18

3.1.1. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES A TRAVÉS DE S.E.M. II-19

4. SISTEMA POROSO II-22

4.1. CLASIFICACIONES II-22

5. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS CLÁSTICAS II-22

5.1. CLASIFICACIÓN SEGÚN PETTIJOHN, 1957 II-22

5.2. CLASIFICACIÓN SEGÚN FOLK, 1954 II-23

6. PETROGRAFÍA DE ROCAS CLÁSTICAS II-24
iii Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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ÍNDICE

Contenido Página CAPÍTULO III - DIAGÉNESIS III-1

1. INTRODUCCIÓN III-1

2. FACTORES QUE CONTROLAN LOS PROCESOS DIAGENÉTICOS III-2

2.1. CARACTERÍSTICAS INTRÍNSECAS DEL SEDIMENTO III-2

2.1.1. AMBIENTE DE DEPOSITACIÓN III-2

2.1.2. AMBIENTE TECTÓNICO O PRE-DEPOSITACIONAL III-2

2.2. CARACTERÍSTICAS DEL FLUIDO DE PORO III-3

2.3. CONDICIONES FÍSICAS Y QUÍMICAS DEL AMBIENTE III-4

2.3.1. POTENCIAL IÓNICO III-4

2.3.2. POTENCIAL DEL ION HIDRÓGENO (PH) III-4

2.3.3. POTENCIAL DE ÓXIDO-REDUCCIÓN (EH) III-5

2.3.4. ADSORCIÓN IÓNICA III-5

2.3.5. TEMPERATURA III-5

2.3.6. PRESIÓN III-6

2.4. TIEMPO GEOLÓGICO III-6

2.5. RESUMEN III-7

3. PROCESOS DIAGENÉTICOS III-7

3.1. PROCESO FÍSICO III-8

3.1.1. PROCESO DE COMPACTACIÓN III-8

3.1.1.1. Tipos de Contactos III-9

3.1.1.2. Importancia III-12

3.1.1.3. Impacto en la Calidad del Yacimiento III-12

3.2. PROCESO FÍSICO-QUÍMICO III-12

3.2.1. PROCESO DE PRESIÓN-SOLUCIÓN III-13

3.2.1.1. Factores Controladores III-14



3.3. PROCESOS QUÍMICOS III-14

3.3.1. PROCESO DE CEMENTACIÓN / PRECIPITACIÓN / AUTIGÉNESIS III-15



3.3.1.3.Cementación Silícea III-16

3.3.1.4. Cementación Carbonática III-17

3.3.1.5. Arcillas Autigénicas III-19

3.3.1.5.1. Precipitación de la Esmectita III-20

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iv Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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ÍNDICE

Contenido Página CAPÍTULO III - DIAGÉNESIS (Cont.)

3.3.1.5. Arcillas Autigénicas (Cont.) III-

3.3.1.5.2. Precipitación de la Caolinita III-21

3.3.1.5.3. Precipitación de la Ilita III-22

3.3.1.5.4. Precipitación de la Clorita III-23

3.3.1.6. Otros Cementos III-24

3.3.1.6.1. Precipitación de la Glauconita III-24

3.3.1.6.2. Precipitación de Hematita-Goetita III-24

3.3.1.6.3. Precipitación de la Pirita III-25

3.3.1.6.4. Precipitación del Feldespato III-26

3.3.1.6.5. Precipitación de la Yeso-Anhidrita III-26

3.3.1.6.6. Precipitación de Zeolitas III-27

3.3.2. PROCESO DE DISOLUCIÓN III-27

3.3.2.1. Descripción de Tipos de Poros III-28



3.3.3. PROCESO DE ALTERACIÓN III-31

3.3.3.1. Alteración en las Arcillas III-31

3.3.3.2. Alteración en las Fragmentos Dúctiles III-34

3.3.3.3. Formación de Zeolitas III-34



3.3.4. PROCESO DE REEMPLAZO III-35

3.3.4.1. Criterios de Reconocimiento III-35

3.3.4.2. Reemplazo de Cuarzo vs. Calcita III-36



3.3.5. PROCESO DE RECRISTALIZACIÓN III-37

3.3.5.1. Tipos de Recristalización mas comunes III-37



3.4. OTROS PROCESOS III-39

3.4.1. BIOTURBACIÓN III-40

3.4.2. FORMACIÓN DE SUELOS III-40

3.4.3. DEFORMACIÓN POR GRAVEDAD (SLUMPING) III-40

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ÍNDICE

Contenido Página CAPÍTULO III - DIAGÉNESIS (Cont.)

4. SECUENCIA PARAGENÉTICA III-40

4.1. CRITERIOS PARA DEFINIR LA SECUENCIA PARAGENÉTICA III-41

4.2. PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIEMPO RELATIVO III-42

4.2.1. PRECIPITACIÓN / CEMENTACIÓN / AUTIGÉNESIS III-42

4.2.1.1. Sílice III-42

4.2.1.2. Carbonatos III-43

4.2.1.3. Arcillas III-43

4.2.1.4. Glauconita III-43

4.2.1.5. Hematita-Goetita III-43

4.2.1.6. Pirita III-43

4.2.1.7. Feldespatos III-44

4.2.1.8. Yeso-Anhidrita III-44

4.2.1.9. Zeolitas III-44

4.2.2. DISOLUCIÓN III-44

4.2.3. ALTERACIÓN III-44

4.2.4. REEMPLAZO III-45

4.2.5. RECRISTALIZACIÓN III-45

4.2.5.1. Caolinita III-45

4.2.5.2. Ilita III-45

4.2.5.3. Clorita III-46

4.3. DIAGÉNESIS VS. MARCO TECTÓNICO III-46

4.4. PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPOS DE DIAGÉNESIS III-46

4.5. RESUMEN DE GENERALIDADES ACERCA DE LA DIAGÉNESIS III-46

5. PRÁCTICA III-48

5.1. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES III-48

5.2. CARACTERÍSTICAS TEXTURALES III-48

5.3. CLASIFICACIÓN DE LA ROCA III-48

5.4. PROCESOS DIAGENÉTICOS III-48

5.4. SECUENCIA PARAGENÉTICA III-48

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ÍNDICE

Contenido Página CAPÍTULO IV - DAÑO DE FORMACIÓN IV-1

1. INTRODUCCIÓN IV-1

2. TIPOS DE DAÑOS DE FORMACIÓN IV-3

2.1. MIGRACIÓN DE FINOS Y REDEPOSITACIÓN IV-4

2.2. ARCILLAS EXPANDIBLES IV-7

2.3. PRECIPITACIÓN DE MINERALES SECUNDARIOS (AUTIGÉNESIS) IV-8

2.4. TAPONAMIENTO POR SÓLIDOS IV-8

2.5. ARENAMIENTO IV-10

3. VENTAJAS DE CONOCER LOS POTENCIALES DAÑOS DE FORMACIÓN IV-11

3.1. SENSITIVIDAD MINERALÓGICA IV-11

3.2. EVIDENCIA DIAGENÉTICA IV-12

4. IMPLICACIONES ECONÓMICAS IV-13

5. INTEGRACIÓN E IMPACTO DE LA PETROGRAFÍA-SEDIMENTOLOGÍA CON OTRAS DISCIPLINAS DEL MODELO ESTÁTICO

IV-15

V - BIBLIOGRAFÍA V-1

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ÍNDICE DE FIGURAS CAPÍTULO I - INTRODUCCIÓN

N° Figura Título de la Figura Página FIGURA I.1 NÚCLEOS ORDENADOS EN SUS LATAS I-2

FIGURA I.2 MUESTRAS DE CANAL I-2

FIGURA I.3 MECANISMO DE POLARIZACIÓN A TRAVÉS DE LOS NÍCOLES INFERIOR Y SUPERIOR (MODIFICADO DE KERR, 1965)

I-4

FIGURA I.4 EJEMPLO DE UN DIFRACTOGRAMA I-6

FIGURA I.5 SECCIONES FINAS SIN Y CON CATODOLUMINISCENCIA I-7

FIGURA I.6 CATODOLUMINISCENCIA EN CUARZO I-8

FIGURA I.7 CATODOLUMINISCENCIA EN CALCITA Y DOLOMITA I-8

FIGURA I.8 COLOR DE LOS MINERALES EN N// I-9

FIGURA I.9 MINERAL CON PLEOCROISMO I-9

FIGURA I.10 CLIVAJE I-10

FIGURA I.11 RELIEVE I-10

FIGURA I.12 MACLADO POLISINTÉTICO EN PLAGIOCLASAS Y ENTRECRUZADO EN MICROCLINO

I-11

FIGURA I.13 MICA MOSTRANDO EL ÁNGULO DE EXTINCIÓN Y TEXTURA DE “OJO DE PÁJARO”

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vii Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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ÍNDICE DE FIGURAS

CAPÍTULO I – INTRODUCCIÓN (Cont.)

N° Figura Título de la Figura Página FIGURA I.14 ESQUEMA DE FIGURAS DE INTERFERENCIA I-12

FIGURA I.15 ESQUEMA PARA LA IDENTIFICACIÓN DE MINERALES I-12

FIGURA I.16 GRADIENTE GEOTERMAL VS. MARCO TECTÓNICO I-16

FIGURA I.17 LÍMITES SUPERIORES E INFERIORES DE METAMORFISMO I-17

FIGURA I.18 CLASIFICACIÓN POR MINERALOGÍA ASOCIADA A FACIES METAMÓRFICAS

I-18

FIGURA I.19 SERIES DE FACIES METAMÓRFICAS I-19

FIGURA I.20 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LOS MINERALES CARBONÁTICOS

I-25

CAPÍTULO II – ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

FIGURA II.1 CONSTITUYENTES DE LA ROCA II-1

FIGURA II.2 ESCOGIMIENTO MODIFICADO DE SIMPSON (1995) II-3

FIGURA II.3 ESQUEMA DE TIPOS DE ESCOGIMIENTO, MODIFICADO DE PETTIJOHN, POTTER Y SIEVER (1972)

II-3

FIGURA II.4 CARTA COMPARATIVA DE ESFERICIDAD Y REDONDEZ, MODIFICADO DE POWERS (1953)

II-4

FIGURA II.5 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL CUARZO II-6

FIGURA II.6 CUARZO MONOCRISTALINO Y POLICRISTALINO II-6

FIGURA II.7 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL GRUPO DE FELDESPATOS POTÁSICOS

II-7

FIGURA II.8 ORTOSA Y MICROCLINO II-8

FIGURA II.9 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA PLAGIOCLASA II-8

FIGURA II.10 PLAGIOCLASA II-9

FIGURA II.11 FRAGMENTOS LÍTICOS: CHERT Y DE ROCAS ÍGNEAS II-9

FIGURA II.12 FRAGMENTOS DE ROCAS METAMÓRFICAS Y DE ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

II-10

FIGURA II.13 FRAGMENTOS ARGILÁCEO Y DE ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS

II-10

FIGURA II.14 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA BIOTITA II-11

FIGURA II.15 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA MUSCOVITA II-11

FIGURA II.16 BIOTITA Y MUSCOVITA II-12

FIGURA II.17 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LOS ANFÍBOLES II-12

FIGURA II.18 HORBLENDA Y GLAUCOFANO II-13

FIGURA II.19 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL EPIDOTO II-13

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ÍNDICE DE FIGURAS

CAPÍTULO II – ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS (Cont.)

N° Figura Título de la Figura Página FIGURA II.16 BIOTITA Y MUSCOVITA II-12

FIGURA II.17 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LOS ANFÍBOLES II-12

FIGURA II.18 HORBLENDA Y GLAUCOFANO II-13

FIGURA II.19 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL EPIDOTO II-13

FIGURA II.20 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA ESFENA II-14

FIGURA II.21 EPIDOTO Y ESFENA II-14

FIGURA II.22 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA CLORITA II-15

FIGURA II.23 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL CIRCÓN II-15

FIGURA II.24 CLORITA Y CIRCÓN II-16

FIGURA II.25 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA GLAUCONITA II-16

FIGURA II.26 GLAUCONITA II-17

FIGURA II.27 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS: LAMINACIÓN Y ORIENTACIÓN II-18

FIGURA II.28 ARCILLA DETRÍTICA Y ARCILLA AUTIGÉNICA II-19

FIGURA II.29 SOBRECRECIMIENTOS DE CUARZO, SOBRECRECIMIENTOS DE FELDESPATOS Y CALCITA

II-20

FIGURA II.30 DOLOMITA, SIDERITA Y PIRITA FRAMBOIDAL II-20

FIGURA II.31 CAOLINITA, ILITA Y ESMECTITA II-21

FIGURA II.32 ILITA/ESMECTITA Y CLORITA II-21

FIGURA II.33 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS, SEGÚN PETTIJOHN, 1957

II-23

FIGURA II.34 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS, SEGÚN FOLK, 1954

II-24

CAPÍTULO III – DIAGÉNESIS

FIGURA III.1 CARACTERÍSTICAS DEL LÍMITE CONVERGENTE III-3

FIGURA III.2 CARACTERÍSTICAS DEL LÍMITE DIVERGENTE III-3

FIGURA III.3 TIPOS DE CONTACTOS III-10

FIGURA III.4 TENDENCIA DE COMPORTAMIENTO DE CONTACTOS (TAYLOR, 1950)

III-10

FIGURA III.5 GRÁFICA POROSIDAD VS. PROFUNDIDAD CON TIPO DE ARENISCAS III-11

FIGURA III.6 PARÁMETROS VS. MAYOR GRADO DE COMPACTACIÓN III-11

FIGURA III.7 CONTACTOS ENTRE GRANOS III-12

FIGURA III.8 ESQUEMA PROCESO DE PRESIÓN-SOLUCIÓN III-13

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ix Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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ÍNDICE DE FIGURAS

CAPÍTULO III – DIAGÉNESIS (Cont.)

N° Figura Título de la Figura Página FIGURA III.6 PARÁMETROS VS. MAYOR GRADO DE COMPACTACIÓN III-11

FIGURA III.7 CONTACTOS ENTRE GRANOS III-12

FIGURA III.8 ESQUEMA PROCESO DE PRESIÓN-SOLUCIÓN III-13

FIGURA III.9 DIFERENTES TIPOS DE CEMENTACIÓN SILÍCEA III-17

FIGURA III.10 CEMENTACIÓN CARBONÁTICA: CALCITA Y DOLOMITA III-18

FIGURA III.11 CEMENTACIÓN CARBONÁTICA: SIDERITA III-19

FIGURA III.12 MODOS DE OCURRENCIA DE ARCILLAS AUTIGÉNICAS III-20

FIGURA III.13 DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA ESMECTITA DE ACUERDO A HOFTMANN ET. AL. (1933) Y HENDRICKS (1942)

III-20

FIGURA III.14 ARCILLA AUTIGÉNICA - ESMECTITA III-21

FIGURA III.15 DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA CAOLINITA DESPUÉS DE GRUNER (1932). TOMADO DE GRIM (1962)

III-21

FIGURA III.16 ARCILLA AUTIGÉNICA - CAOLINITA III-22

FIGURA III.17 DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA ILITA DESPUÉS DE JACKSON Y WEST (1930)

III-22

FIGURA III.18 ARCILLA AUTIGÉNICA - ILITA III-23

FIGURA III.19 DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA CLORITA, DESPUÉS DE MC MURCHY (1934). TOMADO DE GRIM (1962).

III-23

FIGURA III.20 ARCILLA AUTIGÉNICA – CLORITA III-24

FIGURA III.21 OTROS CEMENTOS – PIRITA III-25

FIGURA III.22 CEMENTOS: SOBRECRECIMIENTO DE FELDESPATOS Y YESO-ANHIDRITA

III-26

FIGURA III.23 DISOLUCIÓN POR FRACTURA Y POR ENCOGIMIENTO III-28

FIGURA III.24 DISOLUCIÓN PARCIAL Y POROS MÓLDICOS III-29

FIGURA III.25 EMPAQUE HETEROGÉNEO Y POROS SOBRECRECIDOS III-29

FIGURA III.26 POROS “HONEYCOMBED” FORMA DE PANAL Y GRANO FRACTURADO

III-30

FIGURA III.27 GRÁFICO DEL PORCENTAJE DE POROSIDAD VS. PROFUNDIDAD III-30

FIGURA III.28 PROCESO DE ALTERACIÓN DE ESMECTITA III-33

FIGURA III.29 PROCESO DE ALTERACIÓN DE CAOLINITA III-33

FIGURA III.30 PROCESO DE REEMPLAZO III-36

FIGURA III.31 GRÁFICO DEL REEMPLAZO DEL CUARZO VS. CALCITA III-37

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ÍNDICE DE FIGURAS

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CAPÍTULO IV – DAÑO DE FORMACIÓN

N° Figura Título de la Figura Página FIGURA IV.1 VISTA EN PLANTA DEL POZO Y SUS ZONAS ADYACENTES IV-1

FIGURA IV.2 DAÑO POR ARCILLA EXPANDIBLE (ESMECTITA) IV-3

FIGURA IV.3 CAOLINITA EN PLACAS SEUDOHEXAGONALES, RELLENANDO POROS

IV-5

FIGURA IV.4 DELICADAS FIBRAS DE ILITA FORMANDO PUENTES ENTRE LOS POROS

IV-6

FIGURA IV.5 PLACAS DE CLORITA BIEN DESARROLLADAS IV-6

FIGURA IV.6 REDUCCIÓN DE LA PERMEABILIDAD DEBIDO A FLUJO RÁPIDO A TRAVÉS DE NÚCLEOS

IV-7

FIGURA IV.7 ESMECTITA (A) ILITA/ESMECTITA (B) IV-7

FIGURA IV.8 ESQUEMA REPRESENTATIVO DEL PROCESO DE TAPONAMIENTO POR SÓLIDOS

IV-9

FIGURA IV.9 DIFERENTES GRADOS DE TAPONAMIENTO POR SÓLIDOS IV-9

FIGURA IV.10 GRADO DE SENSITIVIDAD DE LAS ARCILLAS IV-10

FIGURA IV.11 INVERSIÓN VS. RECOBRO EN FORMACIONES DAÑADAS O NO IV-14

FIGURA IV.12 MODELAJE ESTÁTICO IV-16

FIGURA IV.13 MODELO DETERMINÍSTICO Y ESTOCÁSTICO IV-18

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ÍNDICE DE TABLAS �

CAPÍTULO I – INTRODUCCIÓN

Tabla Título de la Tabla Página Tabla I.1 CLASIFICACIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS, SEGÚN EL

MAGMA DE ORIGEN I-14

Tabla I.2 MARCOS GEOLÓGICOS PARA LAS ROCAS METAMÓRFICAS I-17

Tabla I.3 CLASIFICACIÓN POR NATURALEZA DEL MATERIAL ORIGINAL I-18

Tabla I.4 MINERALOGÍA DE LOS CARBONATOS I-22 Tabla I.5 CLASIFICACIÓN DE ROCAS CARBONÁTICAS SEGÚN DUMHAN

(1962) I-25


Tabla II.1 TAMAÑO DE GRANO, MODIFICADO DE WENTWORTH (1922) II-1


Tabla III.1 MINERALES CEMENTANTES Y/O AUTIGÉNICOS III-15


Tabla IV.1 RESUMEN IV-10

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ÍNDICE DE ANEXOS �

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CAPÍTULO I – INTRODUCCIÓN

Anexo Título del Anexo Anexo I.1 TABLA DE COLORES DE MICHEL LEVY

Anexo I.2 TABLA DE IDENTIFICACIÓN DE MINERALES OPACOS

Anexo I.3 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS PLUTÓNICAS

Anexo I.4 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS VOLCÁNICAS

Anexo I.5 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS PIROCLÁSTICAS

Anexo I.6 PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Anexo I.7 PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

Anexo I.8 PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS


Anexo II.1 ESQUEMA PARA DETERMINAR LA MADUREZ TEXTURAL

Anexo II.2 CLASIFICACIÓN DEL SISTEMA POROSO POR SCHMIDT, MCDONALD, Y PLATT, 1977

Anexo II.3 OTRAS CLASIFICACIONES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

Anexo II.4 PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

Anexo II.5 PRINCIPALES DIFERENCIAS ENTRE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS Y CLÁSTICAS


Anexo III.1 ESQUEMA DE TIPOS DE ARCILLAS ALOGÉNICAS

Anexo III.2 COMPORTAMIENTO DE LA ESMECTITA EN AMBIENTES DIAGENÉTICOS RICOS EN MAGNESIO Y POTASIO

Anexo III.3 DIAGÉNESIS VS. MARCO TECTÓNICO

Anexo III.4 PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPOS DE DIAGÉNESIS

CAPÍTULO IV – DAÑO DE FORMACIÓN�

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Anexo IV.1 FLUJOGRAMA PARA DETERMINAR EL POTENCIAL DE ARENAMIENTO DE UN YACIMIENTO

Anexo IV.2 GRADO DE REACCIÓN DE LAS ARCILLAS ANTE LOS DIFERENTES PROCESOS DE DAÑO DE FORMACIÓN POTENCIAL

Anexo IV.3 SEVERIDAD DEL IMPACTO QUE EL DAÑO DE FORMACIÓN TIENE SOBRE LOS PROCESOS DE LOS POZOS

Anexo IV.4 PRINCIPALES PROCESOS DE DAÑO DE FORMACIÓN Y MINERALES AFECTADOS

Anexo IV.5 PASOS DE MODELO ESTÁTICO AL MODELO ESTOCÁSTICO

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xiiDerechos reservados 2004 - Luz Malavé

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CAPÍTULO I

INTRODUCCIÓN


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CAPITULO I - INTRODUCCIÓN El análisis petrográfico es una técnica muy importante para la caracterización microscópica de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Por las características intrínsecas de cada tipo de roca, se puede realizar:

!"Petrografía: Es la descripción y clasificación de la roca a través de técnicas de análisis microscópicos.

!"Petrología: Es el estudio del origen, ocurrencia, estructura e historia de la roca. Es un proceso mas amplio que la petrografía.

!"Petrogénesis: Es una rama de la petrología que estudia el comportamiento de la roca según su origen y formación, involucra información mineralógica, química y de campo.

Generalmente, en las rocas ígneas y metamórficas, se realizan estudios de petrología y/o petrogénesis y en las rocas sedimentarias estudios petrográficos, estos últimos serán detallados en este curso. En el ámbito de las aplicaciones geocientíficas para la búsqueda de hidrocarburos, el análisis petrográfico de las rocas sedimentarias es el mas importante ya que el 95% de los yacimientos petrolíferos a nivel mundial se encuentran en este tipo de rocas. La aplicación de esta técnica permite:

!"Determinar las características texturales, mineralógicas y diagenéticas de las rocas. !"Evaluar el impacto que tiene la composición de la roca en el daño de formación del

yacimiento. !"Complementar el modelaje sedimentológico. !"Mejorar la confiabilidad del modelo estático.

En la primera parte de este curso se realizará un repaso de las técnicas petrográficas, metodología de reconocimiento de minerales y las diferentes rocas. Posteriormente, se desarrollarán las características macroscópicas y microscópicas de las rocas sedimentarias clásticas, la aplicabilidad del análisis petrográfico, su impacto en la determinación y prevención del daño de formación y su integración con el modelo sedimentológico. Finalmente, se establecerá su influencia en la confiabilidad del modelo estático del yacimiento.

1. TÉCNICAS DE ANÁLISIS PETROGRÁFICO

La petrografía es la herramienta que estudia los minerales desde el punto de vista microscópico. Entre los análisis mas comunes que se realizan a las muestras, se tienen: Análisis de sección fina a través de microscopio óptico, análisis con microscopio electrónico de barrido (S.E.M.), difracción de Rayos X y análisis de catodoluminiscencia. Existen otros análisis que se pudieran realizar, pero los mencionados son los estándares, sin embargo, muy poco se utiliza la catodoluminiscencia, en la aplicación de la petrografía en la búsqueda de hidrocarburos. Dependiendo del alcance del estudio, estas técnicas se pueden aplicar de manera parcial o total. Sin embargo para obtener un resultado óptimo, se recomienda realizarlas todas y así se obtendrá un mejor resultado al integrarlas al modelo

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Estos análisis se pueden realizar en cortes provenientes de núcleos, en muestras de pared y en ripios o muestras de canal. Cada una de este tipo de muestras tiene sus ventajas y desventajas, así se tiene que: En núcleos (Figura I.1.), las muestras presentan una continuidad a nivel macroscópico, además que los resultados microscópicos (petrografía) y macroscópicos (sedimentología) pueden integrarse con mayor confiabilidad. Una desventaja es el costo asociado a la toma de núcleos, tanto en tiempo de taladro como el corte mismo, lo que trae como consecuencia que en cada yacimiento se tengan muy pocos núcleos para correlacionar.

FIGURA I.1. NÚCLEOS ORDENADOS EN SUS LATAS En las muestras de pared se pueden realizar todos los análisis microscópicos, el costo asociado es menor que la toma de núcleos y por esta razón puede aplicarse a mas pozos en yacimiento determinado, permitiendo una mejor correlación de la interpretación de los resultados. La principal desventaja es que no se tiene la continuidad macroscópica que se tiene con un núcleo. Las muestras de canal (Figura I.2.), también llamadas ripios, presentan una excelente forma de caracterizar un yacimiento, una vez que se compruebe la calidad y confiabilidad de las mismas. Es una manera “económica” de obtener muestras del subsuelo y con ciertas restricciones, se les puede realizar la mayoría de los análisis petrográficos comunes. Una de las desventajas de este tipo de muestra es que puede presentar dudas en cuanto a su calidad y la confiabilidad de su ubicación en el subsuelo. Cuando esto ocurre es mejor descartar la(s) muestra(s) e inclusive el pozo como pozo clave dentro de una correlación.

FIGURA I.2. MUESTRAS DE CANAL

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1.1. ANÁLISIS DE SECCIÓN FINA El análisis de sección fina normalizado, se realiza sobre un corte de la roca (dos dimensiones), de espesor de 0.03 mm, colocado sobre un portaobjeto y a través de un microscopio óptico, el cual permite observar los minerales y las características texturales y diagenéticas que conforman la roca. Para la preparación de las muestras de secciones finas, se toma un taco de aproximadamente 3x2x1, se limpia con solventes, se seca y luego se coloca epoxy azul para garantizar la cohesión de las muestras. Este epoxy es una ayuda visual fácil de observar y que representará la porosidad de la muestra (color azul). Luego que seque el epoxy se pule un lado del taco, el cual se pegará al portaobjeto. Luego se realizan diversos cortes y pulituras hasta alcanzar el espesor deseado, el cual se ha estandarizado en 30 micras, es decir 0.03 mm. Para reconocer los carbonatos (calcita, dolomita y ankerita) se tiñe la sección fina con Rojo Alizarín y Ferricianurio de Potasio y cada uno de los tipos de carbonatos resultará de un color determinado. Así se tiene que para: Calcita: rojo/rosado; calcita ferrosa: malva; dolomita ferrosa: azul claro a medio; ankerita: azul oscuro a profundo; dolomita: no se tiñe. Para los feldespatos se utiliza ácido fluorhídrico, todos los feldespatos potásicos se tiñen de amarillo. Para las plagioclasa se utiliza una solución de BaCl2 y amaranto, con esto las plagioclasas cálcicas se tiñen de rosado, la albita no se tiñe. Para la arcilla tipo esmectita, se utiliza una solución acuosa de hidrocloruro de benzidina, que la tiñe de amarillo profundo. Todas estas tinturas, son ayudas en la identificación de minerales que tienden a presentar características comunes con otros. Entre las formas de describir las secciones finas, se tiene la descripción detallada, que incluye conteo de puntos y la descripción general donde los porcentajes se asigna sobre la base de comparaciones visuales. En el conteo de puntos, generalmente se utilizan 250 puntos, donde se identifican los minerales de cada punto y luego se determinan los porcentajes. Este tipo de descripción es muy útil, como se verá mas adelante. Las secciones finas se pueden preparar en cualquier tipo de muestras y aunque la realización de secciones finas con ripios, no es lo mas recomendable, es una gran alternativa para caracterizar yacimientos donde no se tiene núcleos o muestras de pared analizadas. En cuanto al microscopio óptico, se inventó hacia 1610 por Galileo, según los italianos o por Jansen, en opinión de los holandeses, luego sufrió una serie de mejoras mecánicas y ópticas, éstas últimas a partir de 1886 cuando Zeiss fabrica una serie de lentes, diseño de Abbé, que permiten resolver estructuras en los límites teóricos de la luz visible. El siguiente paso importante en la microscopía ocurre en 1937 por Max Knoll y Ernst Ruska que desarrollan el primer tipo de microscopio electrónico de transmisión (TEM), el cual utiliza un haz de electrones en lugar de luz para enfocar la muestra consiguiendo aumentos de 100.000X. Posteriormente, en 1942 aparece el microscopio electrónico de barrido (SEM)

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Es importante recordar las partes del microscopio óptico y cómo permite la visualización de la roca en la sección fina, ya que las ampliaciones de los objetivos, en conjunto con las características ópticas de los minerales ayudan al petrógrafo a discernir sobre la identidad de los minerales presentes. Por lo tanto se tiene que las principales partes del microscopio son: Los oculares, objetivos, nicoles, platina, condensador y fuente de iluminación. Los oculares generalmente, tienen un aumento de 10X, es decir, 10 veces el tamaño observado por el objetivo. En el microscopio óptico se utilizan diversos objetivos, los cuales permiten variadas ampliaciones, comúnmente son de 4, 10, 40 y 100X. El factor de conversión para cada objetivos es, que una división equivale a: 4X: 0.025 mm 10X: 0.01 mm 20X: 0.05 mm 40X: 0.0025 mm Los nicoles, son artificios o prisma polarizantes que son utilizados en las técnicas ópticas, ya que las principales características de los minerales, se describen con nicoles paralelos (N//) o cruzados (NX), es decir, si se han colocado o no, los nicoles, en el eje del microscopio (tren óptico).

FIGURA I.3. MECANISMO DE POLARIZACIÓN A TRAVÉS DE LOS NICOLES INFERIOR Y SUPERIOR (MODIFICADO DE KERR, 1965)

La Figura I.3., muestra el paso de los rayos por el analizador (prisma nicol o polarizador) cuando los nicoles están cruzados. La luz penetra polarizada en la base del mineral y ahí se divide en los rayos extraordinario (negro) y ordinario (azul) que salen en planos perpendiculares entre sí del tope del mineral y una vez que entran en el nicol superior, los dos rayos se resuelven en un plano único pero conservan la diferencia de la fase inicial debido al mineral. Esto se conoce como situación de interferencia, donde los rayos e y o están en esta situación y son los que producen los diferentes colores de interferencia que observamos en cada mineral.

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1.1.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE SECCIÓN FINA • Identifica las características texturales, mineralógicas y diagenéticas de la roca en dos

dimensiones y evalúa los controles de la calidad de yacimiento. • Permite la comparación y validación de las características macroscópicas (descripción

sedimentológica de núcleo) con las microscópicas (sección fina). • Se puede utilizar también en la arqueología, al tomar secciones finas de las cerámicas

encontradas y determinar así qué minerales se utilizaron para realizar estos materiales y su proveniencia.

• Una aplicación reciente de las secciones finas en ripios, es la posibilidad de utilizarlas en tiempo real, para determinar la calidad del yacimiento y la producción, durante la perforación de los pozos.

1.2. ANÁLISIS DE MICROSCOPIO ELECTRÓNICO DE BARRIDO El análisis microscopio electrónico de barrido (SEM) permite observar los minerales en la roca con acercamientos mayores al microscopio óptico, sus relaciones tridimensionalmente y los detalles de la estructura de poros. Para realizar el análisis de SEM se necesita una muestra de aproximadamente 25 por 50 mm, limpia y preferiblemente en la misma profundidad de los otros análisis a realizar (secciones finas, difracción de Rayos X, porosidad, permeabilidad e intercambio de cationes). La muestra es cortada con sumo cuidado de no contaminarla con restos de la cuchilla, se trabaja con guantes para evitar que los aceites del cuerpo alteren o contaminen la muestra, finalmente queda una muestra de 5X10X10 mm. Se cubre la muestra con epoxy y se deja en el horno por lo menos 12 horas a baja temperatura, a fin de que seque el epoxy. Luego es cubierta con carbón, oro o paladium, esto se hace con la finalidad de obtener una imagen mas clara de la muestra. La identificación se realiza a través de la observación directa de la morfología de los minerales y la composición elemental determinada por el sistema de energía dispersiva de Rayos X. El sistema de energía dispersiva es un método para obtener un análisis de elementos con número atómico cercano al Z=11 a través de un sensor de Si(Li). El instrumento que mide la energía dispersiva se encuentra conjuntamente al microscopio electrónico de barrido. Esta es una manera de bajo costo para analizar simultáneamente todos los elementos en una misma muestra, la cual puede estar pulida o no. Para mayor exactitud en elementos de mayor número atómico, es necesario realizar el análisis de difracción de Rayos X. El análisis SEM muestra las relaciones entre los granos y detalles de la estructura poral, así como la disposición espacial de los minerales de arcilla en la roca y principalmente en los poros. Es particularmente importante para el análisis diagenético, ya que se puede observar la interrelación relativa de los elementos de la roca. También permite la diferenciación de la arcilla matriz y la arcilla autigénica. El rango de magnificación del microscopio electrónico es entre 10X a 20.000X. Los últimos modelos de microscopios pueden alcanzar hasta 300.000X.

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1.2.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE MICROSCOPIO ELECTRÓNICO DE BARRIDO • Complementa al análisis de sección fina, ya que provee información mas específica, la cual

utilizada en combinación con otras técnicas permite una completa caracterización del yacimiento.

• Permite la evaluación de la calidad del yacimiento a través de estudios diagenéticos. • Investigación de problemas de producción, tales como efectos de los minerales de arcillas,

inyección de vapor y tratamientos químicos. • Identificación de plantas y microfósiles (para determinar edad e interpretación ambiental) • Fácil preparación de la muestra. 1.3. ANÁLISIS DE DIFRACCIÓN DE RAYOS X La difracción de Rayos X brinda una medida cuantitativa, de los componentes mineralógicos de la roca, en su componente total (“Bulk”) y en su porción arcilla (< 4 micrones). Este análisis se realiza en base a la medida del tamaño de la celda unitaria de un mineral en su fase cristalina. Todos los compuestos poseen fórmulas diferentes, o sus celdas unitarias son diferentes, por lo tanto presentan una colección diferente de espaciamientos posibles d (un valor fijo determinado por el tamaño de la celda unitaria) y de intensidades diferentes de reflexión, los cuales son característicos de cualquier material cristalino y podemos usar el patrón observado de espaciamientos e intensidades de las reflexiones como una forma de identificar un compuesto desconocido en una fase cristalina específica. Será tan característico de una estructura cristalina específica como la huella digital de una persona. Hay que tener en cuenta que la difracción de Rayos X, se debe manejar con cuidado ya que no es posible diferenciar los minerales formadores de la roca de los minerales autigénicos. También se debe tener en cuenta que los minerales que se encuentran alterados, reemplazados o parcialmente disueltos no son cuantificados, ya que perdieron su característica cristalinidad necesaria para ser medidos por la difracción de Rayos X. Este es uno de los análisis mas fáciles de realizar, ya que sólo amerita una muestra que puede ser compacta o polvo, de por lo menos 30 gr, no amerita tratamiento especial y se puede realizar en cualquier tipo de muestra, una vez estén limpias. Los resultados de la difracción de Rayos X se presentan en forma de difractograma (Figura I.4.) y en porcentajes de los componentes detectados.

FIGURA I.4. EJEMPLO DE UN DIFRACTOGRAMA

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1.3.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE DIFRACCIÓN DE RAYOS X • Es una manera rápida y económica de obtener porcentajes de componentes mineralógicos en

la roca, tanto del componente total como de la fracción arcilla. • Complementa los otros análisis mencionados. • En caso de problemas recurrentes en la perforación, en profundidades que no son de interés

(no contienen hidrocarburos), la difracción de Rayos X, es un análisis rápido y sumamente útil, ya que permite conocer la mineralogía en base a muestras de canal y así ajustar el fluido de perforación, según los resultados obtenidos.

• Ayuda a encontrar solución a los problemas de producción en yacimientos donde no se tengan los estudios necesarios para prevenir éstos.

1.4. ANÁLISIS DE CATODOLUMINISCENCIA La catodoluminiscencia permite observar la distribución espacial de elementos trazas de material clástico o carbonático. Se realiza bajo el formato de sección fina a través de un microscopio de luz polarizada, una cámara y una bomba de vacío. La catodoluminiscencia es un método rápido y eficaz, documentado con fotomicrografías de alta resolución. Este análisis involucra la excitación por medio de un rayo de electrones con energías que van entre 10-50V, lo que produce luminiscencia en gran variedad de materiales. La catodoluminiscencia es originada por distorsiones moleculares del enrejado cristalino, impurezas, intersticios, inhomogeneidades composicionales e intercrecimientos cristalinos. La catodoluminiscencia provee información esencial en sobrecrecimientos, determinación de procesos y productos diagenéticos, zonación mineral y problemas de reducción de porosidad. Por medio de este análisis se puede diferenciar los granos de cuarzo, del cuarzo autigénico que precipita como sobrecrecimiento. Lo mismo ocurre en el material carbonático, calcita y dolomita. A B

FIGURA I.5 SECCIONES FINAS SIN Y CON CATODOLUMINISCENCIA La fotomicrografía A, es una sección fina vista en un microscopio óptico con luz transmitida y la fotomicrografía B, es vista aplicando la catodoluminiscencia.

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FIGURA I.6. CATODOLUMINISCENCIA EN CUARZO La fotomicrografía muestra un acercamiento de los granos y los sobrecrecimientos, en este caso puede ser de origen plutónico o metamórfico. Dependiendo del color del cuarzo a través de la catodoluminiscencia, se puede determinar su origen (Matter y Ramseyer, 1985), así se tiene: Cuarzo Volcánico: Rojo = bajas temperaturas, zonación y colores irregulares. Cuarzo Plutónico: Azul, carece de moteados irregulares Cuarzo Metamórfico: Azul = altas temperaturas (como los plutónicos);

Marrón = metamorfismo regional; Negro azulado = deformación plástica

A B

FIGURA I.7. CATODOLUMINISCENCIA EN CALCITA Y DOLOMITA En la fotomicrografía A se tiene calcita, donde lo morado es original y lo rosado pálido es lo diagenético. (B) En la dolomita, el borde amarillo mas claro es lo nuevo. 1.4.1. VENTAJAS DEL ANÁLISIS DE CATODOLUMINISCENCIA • Determina procesos y productos diagenéticos. • Reconoce problemas de reducción de la porosidad. • Permite diagnosticar etapas de crecimiento y fases mineralógicas en rocas sedimentarias. • Identifica problemas de compactación y fractura. • Permite la determinación del origen del cuarzo.

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2. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS DE LOS MINERALES

En esta sección se presentan las características ópticas mas comunes para reconocer los minerales en una sección fina a través de microscopio óptico. 2.1 CON NICOLES PARALELOS (N//) Color: El color de un mineral visto con nicoles paralelos, es el color natural del mismo; en general, los minerales isotrópicos no originan cambios en el color al girar la platina, mientras que los anisotrópicos si, dando lugar al pleocrismo (Figura I.8.) Los minerales isotrópicos son sustancias no cristalinas como gases, líquidos, vidrio y cristales del sistema isométrico. Los minerales anisotrópicos son todos los cristales excepto los del sistema isométrico. En la Figura I.8 se muestran: A) Fotomicrografía de granos de cuarzo, incoloro en N// y B) Fotomicrografía de granos de epidoto, de color marrón naranja en N//. A B

FIGURA I.8. COLOR DE LOS MINERALES EN N// Pleocroismo: Es el cambio del color natural del mineral al girar la platina, generalmente varia en un rango de colores. En la Figura I.9. se muestra el mineral glaucofano (grupo de los anfíboles) con variaciones pleocroícas de violeta a azul.

FIGURA I.9. MINERAL CON PLEOCROISMO

Clivaje: Indica la dirección de exfoliación que puede ser en una, dos o tres direcciones. La exfoliación es el plano por donde el mineral se rompe mas fácilmente al aplicarle la fuerza necesaria. La superficie de exfoliación es siempre paralela a las caras reales o posibles de un cristal.

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En la Figura I.10. se muestra una sección fina con minerales del grupo de los anfíboles, que presentan clivaje típico en ángulo de ±120°.

FIGURA I.10. CLIVAJE Relieve: Es la diferencia visual que se observa entre el mineral con respecto del plano de la sección fina, puede ser relieve alto, bajo o igual, es muy útil como referencia relativa entre un mineral y otro similar.

FIGURA I.11. RELIEVE En la Figura I.11. se muestra una sección fina con ortosa en el centro, claramente de diferente relieve que los granos de cuarzo que lo rodea. Inclusiones: En el momento de la cristalización se pueden tener cualquier mineral o sustancia extraña que se encuentre dentro de otro mineral. 2.2. CON NICOLES CRUZADOS (NX) Color de Interferencia: Dependen del grosor de la sección fina y varía en un rango determinado para cada mineral, en base a la tabla de Michel Levy. Cuando utilizamos dicha tabla se habla de un orden en los colores de interferencia. Anexo I.1. Maclado (Cristales Gemelos): Es cuando, bajo ciertas condiciones, dos o mas granos minerales o cristales crecen conjuntamente de forma racional y simétrica. Existen diversos tipos de maclas, entre ellos se tienen:


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Las maclas polisintéticas que ocurren cuando todas las superficies de composición sucesiva son paralelas, este tipo de maclas son las que presentan las plagioclasas (Figura I.12. A). El microclino (Figura I.12. B) presenta invariablemente un diagrama entramado que se puede observar bajo nicoles cruzados y que consta de dos tipos de maclas formadas bajo la ley de la albita y la periclina. Son producto del cambio de simetría monoclínico (ortoclasa) a triclínico (microclina). La macla que presenta la calcita es una macla de deformación que puede obtenerse mediante una presión leve que produce el deslizamiento de las capas en la estructura de la calcita. A B

FIGURA I.12. MACLADO POLISINTÉTICO EN PLAGIOCLASAS Y MACLADO ENTRECRUZADO EN MICROCLINO

Textura: Es cualquier característica distintiva de uno o varios minerales, tal como la textura de “ojo de pájaro” de las micas. (Figura I.13.) Ángulo de extinción: Cuando el cristal del mineral se oscurece con nicoles cruzados. Se habla de extinción recta o paralela cuando el oscurecimiento ocurre en el plano de las líneas guías. El ángulo se lee en sentido de las agujas del reloj. (Figura I.13.)

FIGURA I.13. MICA MOSTRANDO EL ÁNGULO DE EXTINCIÓN Y TEXTURA DE “OJO DE PÁJARO”

Figura de interferencia: Es una figura formada en el microscopio con los nicoles cruzados, utilizando el lente convergente. Se formará una sombra que representa cada uno de los nicoles.

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Debido a la naturaleza de los minerales, esta figura de interfencia puede ser uniaxial y biaxial. En la figura uniaxial (Figura I.14. A) se obtiene una “cruz” con cada una de sus aspas paralela a los nicoles. En la figura de interferencia biaxial (Figura I.14. B) se pueden encontrar diversas forma pero en general son curvas anchas denominadas isogiras que pueden o no visualizarse juntas. A B

FIGURA I.14. ESQUEMA DE FIGURAS DE INTERFERENCIA En general, se puede seguir el esquema de la Figura I.15 en el proceso de identificación de minerales

FIGURA I.15. ESQUEMA PARA LA IDENTIFICACIÓN DE MINERALES Los minerales opacos se clasifican según sus características con luz reflejadas. Esta clasificación se muestra en el Anexo I.2.

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3. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS 3.1. CONCEPTO Las rocas ígneas son aquellas que se generan de la cristalización directa del magma, ya sea a niveles profundos o superficiales de la corteza terrestre. La actividad magmática ocurre en las dorsales oceánicas, en zonas de “rift”, arcos volcánicos (zonas de subducción) y puntos calientes (volcanismo intraplaca). Dependiendo de su origen, asociado al marco tectónico, la química y la mineralogía de las rocas ígneas presentarán diferencias bien marcadas una de otras.

3.2. CLASIFICACIÓN

Se clasifican según su origen en: • Intrusivas (rocas plutónicas), las cuales cristalizan a profundidad (Anexo I.3) • Extrusivas (rocas volcánicas y piroclásticas), las cuales cristalizan después de que el magma alcanza la superficie. (Anexos I.4 y I.5, respectivamente) En general, las rocas extrusivas tienen granulometría mas fina que las intrusivas. En las rocas plutónicas o faneríticas, también se toma en cuenta, el índice de color (IC), que es el contenido de los porcentajes de minerales de Fe, Mg, Mn, Ti, Zr, etc.; máficos: olivino, piroxenos, anfíboles, micas oscuras; minerales de alteración: clorita, epidoto; y accesorios: circón, rutilo, esfena, opacos, etc.

Las rocas volcánicas se clasifican según el esquema de la I.U.G.S.: International Union of Geological Sciences, 1973. También se considera si tiene o no vidrio y el porcentaje del mismo Tanto las rocas plutónicas como las volcánicas presentan otro triángulo similar a los de los anexos, cuando en la roca se identifican feldespatoides. Los feldespatoides son: Potásicos: Leucita, Pseudoleucita. Sódicos: Nefelina, Sodalita, Analcima. Na-Ca: Hauyna, Cancrita, Noseana. Líticos: Petalita. La clasificación de las rocas piroclásticas (Anexo I.5) se basa en el tamaño de grano, así se tiene, bloques o bombas, lapilli y cenizas. Entre las diversas formas de clasificar las rocas ígneas se tiene principalmente por el tamaño de granos en el caso de las rocas piroclásticas y por la composición mineral el resto de rocas ígneas. También se pueden clasificar según la composición química del magma fuente (Tabla I.1) y según las texturas. En la clasificación química, se deben considerar ciertas observaciones: 1. Los tipos de magma se refiere al color de las rocas extrusivas (claro a oscuro) con incremento del SiO2 %. 2. Los términos ácidos y básicos, usados en este contexto, no tienen relación con el pH. 3. En esta tabla no están todos los posibles tipos de rocas ígneas, es solo una guía general para asociar los nombres con el % de SiO2.

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TABLA I.1. CLASIFICACIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS, SEGÚN EL MAGMA DE ORIGEN

3.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS DE LAS ROCAS ÍGNEAS Las principales características microscópicas que se describen en las rocas ígneas son: cristalinidad, granularidad, fábrica y textura. Cristalinidad: Se refiere a la relación en el grado de cristalización de una roca. Puede ser: Holocristalina: ausencia de vidrio, típico de rocas intrusivas. Hipocristalina: presencia de vidrio pero con dominio de los fenocristales. Holohialina: rocas compuestas por vidrio volcánico. Granularidad: Se refiere al tamaño de grano, cuando se dice fanerítica se indica que los cristales son grandes, visibles sin mucho esfuerzo. Las rocas cuyos granos son muy pequeños y que no pueden distinguirse individualmente poseen granularidad afanítica. Fábrica: Se refiere a la relación entre las formas de los granos, así se tiene equigranular: tamaños aproximadamente iguales. Si además tienen buen desarrollo cristalino se habla de fábrica equigranular idiomórfica. Si el desarrollo es pobre se llama equigranular hipidiomórfica. Inequigranular indica diferentes tamaños de granos, sí además se observa degradación de los mismos se habla de fábrica inequigranular seriadas, si la distribución es aleatoria se dice que la roca tiene fábrica porfirítica.


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En cuanto a las texturas, se tiene que las mas comunes son: Poiquilítica: Inclusiones de pequeños cristales dentro de pórfidos (fenocristales). Generalmente estos fenocristales son de feldespatos potásicos de rocas graníticas. Las inclusiones cristalizan primero que el pórfido. Porfidítica: Cristales gruesos embebidos en una matriz fina. Esta textura es característica de rocas hipoabisales. Ofítica: Es una clase dentro de la textura porfidítica. Es característica de las rocas máficas. Crecimiento de cristales de plagioclasas dentro de cristales de piroxenos. Subofítica: También es una clase dentro de la textura porfidítica. Crecimientos de cristales de plagioclasas en la periferia de cristales de piroxenos. Gráfica: Característica de rocas félsicas. Cuñas de cuarzo dentro de cristales de feldespatos potásicos. Corona: Textura caracterizada por reacciones entre minerales componentes de una roca, desde la parte céntrica hacia fuera. La mas común: En el centro espinela, la cual reacciona con plagioclasa formando antofilita y luego actinolita-tremolita. Otra muy importante es la de olivino en el centro y rodeándolo hay hipersteno a su vez rodeado de actinolita y espinela. Traquítica: La alineación según una dirección preferencial de numerosos cristales tabulares de feldespatos no alcalinos (plagioclasas). Pertítica: Común en rocas félsicas. Intercrecimiento de cristales de plagioclasas (generalmente albita) dentro de cristales de feldespatos potásicos. Antipertítica: Intercrecimiento de cristales de feldespatos potásicos dentro de cristales de plagioclasa (generalmente albita). Mirmekítica: interdigitación de cristales de feldespatos potásicos y cristales de cuarzo. Simplectita: La textura mirmekítica es una clase dentro de la textura simplectita, ya que esta es una interdigitación de cualquier par mineral. Rapakivi: Característica de rocas graníticas. Pórfidos ovoides de ortoclasa con sobrecrecimientos de oligoclasa. Zonada: Variación composicional de una especie mineral en un cristal. Ejemplos clásicos se tienen en la variación de anortita o fosterita en un cristal de plagioclasa o de olivino. Generalmente la mayor cantidad de anortita se encuentra hacia el centro del cristal de plagioclasa. La descripción de las características microscópicas de las rocas ígneas se pueden agrupar en una planilla como la presentada en el Anexo I.6, que además incluye tamaño de grano promedio, composición mineralógica, índice de color (IC), porcentajes de feldespato, plagioclasa y cuarzo o feldespatoides y el nombre de la roca.

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4. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS 4.1. CONCEPTO Las rocas metamórficas se forman a partir de otras rocas preexistentes (protolito) esencialmente por cambios en estado sólido en la mineralogía y/o textura como resultado de cambios en los ambientes químicos o físicos. El metamorfismo se caracteriza por: • Cambios de fases: Crecimiento discreto de componentes separables (minerales), con o sin

adición de material nuevo; y/o • Cambios texturales: Recristalización, alineación y/o tamaño de grano, usualmente como resultado de la aplicación de esfuerzos.

Existen dos consideraciones importantes para que ocurra determinado metamorfismo, y estas son: el gradiente geotérmico vs. el marco tectónico (Figura I.16.) y los límites superiores e inferiores de metamorfismo (Figura I.17.).

FIGURA I.16. GRADIENTE GEOTERMAL VS. MARCO TECTÓNICO El promedio del gradiente geotermal de la tierra es alrededor de 25°C/Km. Sin embargo, en las áreas volcánicamente activas, tales como arcos de islas, la temperatura puede incrementarse alrededor de 30-50°C/km. En áreas como las dorsales oceánicas, la temperatura se incrementa poco menos de 5-10°C. La Figura I.16. ilustra como el gradiente geotermal de la Tierra varía con los marcos tectónicos. La línea amarilla muestra el comportamiento de la isoterma de 500°C. Se consideran los siguientes tipos de gradientes: • Gradiente Geotermal Alto: En las dorsales oceánicas, arcos orogénicos y “rift” continentales, la temperatura se incrementa rápidamente con la profundidad debido al elevado calor del magma cercano. • Gradiente Geotermal Bajo : En las zonas de subducción, la temperatura se incrementa lentamente con la profundidad, así tenemos que la roca fría se funde en zonas a mayor profundidad en la tierra debido a la subducción. • Gradiente Geotermal Promedio: En las áreas continentales lejanas a las zonas de actividad tectónica.

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En la Figura I.17. se deben considerar las siguientes observaciones: Las rocas que contienen minerales hidratados tales como la biotita, se funden cercanas al límite superior mínimo. Esto es debido a que los fluidos en la fase hídrica tiene bajos puntos de fusión, causando que la roca pase a parcialmente fundida a mas bajas temperaturas que las rocas anhídricas. Las rocas sin minerales hidratados, tales como las rocas ultramáficas, se funden cerca del límite máximo superior de metamorfismo. Esto es porque los minerales comprimidos de la roca tienen puntos de fusión muy altos.

FIGURA I.17. LÍMITES SUPERIORES E INFERIORES DE METAMORFISMO El metamorfismo ocurre en una variedad de marcos geológicos. En líneas generales, se tiene los siguientes marcos metamórficos:

TABLA I.2. MARCOS GEOLÓGICOS EN LAS ROCAS METAMÓRFICAS, YARDLEY ET AL. 1990

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4.2. CLASIFICACIÓN Los nombres de las rocas metamórficas son comúnmente derivadas de la utilización de uno o combinaciones de los siguientes criterios (Yardley, 1989). 1.- La naturaleza del material original (“bulk composition”)

TABLA I.3. CLASIFICACIÓN POR NATURALEZA DEL MATERIAL ORIGINAL

2.- Mineralogía metamórfica, la cual se muestra asociándola a las facies definidas.

FIGURA I.18. CLASIFICACIÓN POR MINERALOGÍA ASOCIADA A FACIES METAMÓRFICAS

Una de las principales metas de la petrología metamórfica es interpretar las presiones (P) y temperaturas (T) a las cuales se formaron las rocas. Eskola (1915) ideó un esquema de facies en el cual definió asambleas de minerales que corresponden a unas determinadas condiciones de P-T. Por ejemplo, al hablar de la facies zeolitas, se habla de las mas bajas condiciones de presión y temperatura tipificado por el crecimiento de zeolitas. Una versión moderna de este esquema es Figura I.18.; el diagrama incluye los campos de estabilidad de P-T de importantes polimorfos aluminosilicatos (cianita, silimanita y andalucita) y una línea experimental de la fusión del granito.

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Las series de facies metamórficas (Figura I.19.) son: La facies Franciscana tiene un gradiente geotermal aparente < 10°C/Km, es una facies de alta presión y baja temperatura y los minerales típicos son la jadeita y el glaucofano. La facies Sanbagawa es de altas presiones y moderada temperatura, gradiente geotermal aparente entre 10-20°C/Km. La facies Barroviana presenta una gradiente geotermal aparente entre 20-40°C/Km, presión media y temperatura alta, mineralogía tipo es Cianita-Silimanita. La facies Buchana, es de bajas presiones y un gradiente geotermal aparente de 40-80°C/Km, minerales tipos Andalucita-Sillimanita. La facies de contacto presenta un gradiente geotermal aparente >80°C/Km e incluye las rocas asociadas con intrusión de un cuerpo ígneo de roca, comúnmente referidas como hornfels. Estas rocas muestran un pequeño desarrollo de fábrica preferencial y son frecuentemente oscuras, duras y de granos finos. Los únicos minerales identificables macroscópicamente son grandes porfiroblastos, su mineralogía depende de la temperatura y la química del protolito. Las flechas indican el esfuerzo realizado por los petrólogos para entender la historia de tiempo y temperatura de las regiones, tomando ejemplos de secuencias idealizadas de asociaciones de facies metamórficas típicas de varios regímenes de deformación.

FIGURA I.19. SERIES DE FACIES METAMÓRFICAS 3.- La textura de la roca (desarrollo del tamaño de grano y fábrica), según Yardley 1989, se presenta a continuación Texturas Granoblásticas: no direccional, equigranular, típico de todas las rocas que presentan metamorfismo de contacto, generalmente los granos son xenoblastos. Puede ser: Idioblastos: cristales metamórficos con buen desarrollo de caras cristalográficas. Hipidioblastos: minerales metamórficos que desarrollan algunas caras cristalográficas. Xenoblastos: minerales metamórficos que no desarrollan sus caras.

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Texturas Foliadas: es un arreglo paralelo de minerales (esquistosidad) y/o el arreglo paralelos en bandas (textura gnéisica). Hay 4 tipos de texturas foliadas: Pizarra: rocas metamórficas de granos fino a afanítico con foliación muy desarrollada llamada pizarrosidad. La roca puede ser dividida en superficies relativamente lisas muy próximas entre sí y paralelas. Generalmente los minerales pizarra no pueden ser identificados a simple vista. Filita: rocas micáceas de grano fino con foliación muy desarrollada, intermedia entre la pizarrosidad y la esquistosidad. Todos los constituyentes son identificables al microscopio. Esquisto: rocas foliadas ricas en mica y/o anfíboles. Se distinguen de las filitas por el tamaño de grano mayor. La esquistosidad es un arreglo paralelo de minerales tabulares (generalmente micas). Gneis: rocas típicamente claras, de grano grueso, ricas en feldespatos, heterogéneos y con foliación. Son pobres en micas. Texturas Cataclásticas: se deben a la disgregación mecánica de los granos y agregados minerales. Puede ser: Brechas: caracterizadas por la presencia de unidades angulosas formadas principalmente por fragmentos de rocas de diversos tamaños y englobadas por lo general en una matriz. Cataclástica: fragmentos de brechas recristalizadas con una incipiente orientación. La matriz es de la misma composición de los fragmentos. Milonítica: son de grano fino muy foliadas, cuya textura fina es el resultado de la destrucción de unidades de grano mas grueso y cuya foliación es consecuencia del desarrollo de planos de cizalla muy próximos entre sí a lo largo de flancos de innumerables y pequeños micropliegues. Texturas Porfidoblásticas: textura muy frecuente donde cristales metamórficos relativamente grandes de una o mas especies de origen metamórfico, se encuentran en una matriz de tamaño de grano mas fino, pudiendo estar esta matriz representada por una sola especie mineral de origen metamórfico y/o minerales reliquias. Texturas Poiquiloblásticas: porfidoblastos con inclusiones de uno o varios minerales presentes en la matriz Texturas Porfiroclásticas: roca inequigranular en la cual los cristales de mayor tamaño no son de origen metamórfico, estando en una matriz constituida también por minerales reliquias pero de menor tamaño y minerales metamórficos. 4.- Cualquier nombre especial apropiado.

Esquisto Verde: Metabasita verde, foliada. Usualmente compuesta de clorita, epidoto y actinolita. Esquisto Azul: Metabasita oscura, lila grisácea, foliada. El color es debido a la presencia de abundantes anfíboles sódicos (glaucofano, crosita). Anfibolita: Roca verde oscura, esencialmente bimineral (hornblenda y plagioclasa). Amplio rango de minerales accesorios. �

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Serpentina: Roca verde, negra o rojiza compuesta de serpentina predominantemente. Formada por hidratación de peridotitas ígneas o metamórficas. Eclogita: Metabasita compuesta de granate y piroxeno, sin plagioclasa. Accesorios comunes: cuarzo, cianita, anfíboles, zoísita, rutilo y sulfuros en menor cantidad. Granulita: Caracterizada por tener mas o menor granos equidimensionales para todas las especies minerales y muy alta temperatura mineralógica. Suite de Charnocita: distintiva variedad de feldespato potásico y hipersteno. Migmatita: Rocas mixtas de esquitos y gneíses mezcladas con venas de material aparentemente cuarzo feldespático (conocido como leucosomas). Skarn: Resultado de metasomatismo donde grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg son incluidos durante la intrusión. Mármol impuro conteniendo cristales de granate, epidoto, etc., creado por cambios composicionales en la roca al tener contacto ígneo. 4.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS En las rocas metamórficas es muy importante definir que tipo de texturas está presente, tal como se mencionó anteriormente. Además de las texturas se identifica el tamaño de grano promedio, la composición mineralógica, la asociación mineralógica diagnóstica, facies metamórficas y con estos datos se indican el rango de presión y temperatura y finalmente se coloca el nombre de la roca. Todas estas características se agrupan en una planilla como se sugiere en el Anexo I.7.

5. ROCAS SEDIMENTARIAS

5.1. CONCEPTO

Las rocas sedimentarias se forman por transformación cerca de la superficie, de rocas preexistentes (ígneas, metamórfica o sedimentarias) por medio de procesos físicos de meteorización, erosión, transporte y depositación (rocas sedimentarias clásticas) o por precipitación química y/o acumulación en sitio de procesos orgánicos (rocas sedimentarias carbonáticas).

6. BREVE RESUMEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS 6.1. CONCEPTO Las rocas carbonáticas son aquellas en la que la matriz y el esqueleto están compuestos de mas del 50% de minerales de carbonatos (esta definición excluye el cemento). Difieren de las rocas clásticas, donde las estructuras y texturas reflejan los factores físicos de depositación, ya que las rocas carbonáticas comúnmente reflejan factores biológicos intracuenca. La fuente de los sedimentos carbonáticos es casi exclusivamente biológica. 6.2. CONDICIONES Debido a que la fuente de las rocas carbonáticas es principalmente biológica, las condiciones ambientales juegan un papel muy importante en la formación de las rocas carbonáticas, así tenemos que las restricciones de luz y temperatura se delimitan entre la latitud norte 40 y sur 40.

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Adicionalmente a estos factores, el nivel del mar y la tasa de sedimentación también son muy importantes en la acumulación de carbonatos. 6.3. CARACTERÍSTICAS PRINCIPALES Los carbonatos se caracterizan principalmente por presentar: • Distribución bimodal del tamaño de grano (tamaño arena y arcilla) • Los organismos son los principales y esenciales fuentes de las calizas • Se encuentran en arrecifes, bancos y montículos Las rocas carbonáticas modernas y por analogía, la mayoría de los carbonatos antiguos, son principalmente depósitos de plataformas en aguas someras (<10-20 m) porque:

!"La fotosíntesis se desarrolla en profundidades someras, los corales consisten en celenterados y algas rojas.

!"La mayoría de los carbonatos se forman en ambientes submareales a supramareales, lo que genera amplios depósitos tabulares a lo largo de los márgenes continentales y mares epicontinentales.

!"La excepción de los orígenes someros son los "oozes" de aguas profundas (Calizas de grano fino hechas de esqueletos de foraminíferos, tales como Globigerina.)

La relación existente entre los carbonatos y los sedimentos clásticos es totalmente antagónica, ya que al tener alta tasa de sedimentación se incrementa la turbidez, la cual inhibe la fotosíntesis de organismos bentónicos, impide la respiración branquial y hace que mueran. 6.4. CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS Los carbonatos están compuestos mayoritariamente por minerales de carbonato de calcio y magnesio, así como de dióxido de carbono, también se tiene que en la mayoría de los carbonatos el componente silíceo es bajo (<5%). Existen tres principales grupos minerales de carbonatos sedimentarios: Aragonito, Calcita y Dolomita (Tabla I.4.). La composición de la mayoría de los carbonatos varía entre la calcita (CaCO3) y dolomita (CaMg(CO3)2. Por ejemplo, la mayoría de los carbonatos contiene algo de magnesio pero nunca tanto como la dolomita.

TABLA I.4. MINERALOGÍA DE LOS CARBONATOS Los sedimentos carbonáticos pueden ser formados por procesos biológicos así como también meteorización y erosión. Sin embargo, el principal control en la formación de estos sedimentos es químico. La presión parcial de CO2 en el agua es la que controla principalmente la cantidad de carbonato soluble. Si esta cantidad en el agua decrece, el equilibrio del carbonato es alterado y la precipitación puede ocurrir.

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Algunos datos importantes acerca de las características químicas son que:

♦ Los átomos de magnesio en la calcita sustituyen al azar a los átomos de calcio.

♦ En la dolomita, las capas de moléculas de calcita alternan con capas de dolomita. Aquí, los átomos de magnesio y calcio están uno a uno, sin embargo, las proporciones de estos dos constituyentes puede variar.

♦ El aragonito es un polimorfo de la calcita que puede precipitar en procesos orgánicos e

inorgánicos.

♦ El aragonito es también inestable en la mayoría de los ambientes y tiende a convertirse en calcita.

6.5. TEXTURAS (ORTOQUÍMICOS) Los cristales de carbonatos, principalmente calcita y el aragonito, presentan tres formas de cristalización y están asociados al tamaño promedio característico. Estos tipos de cristalización se reconocen como ortoquímicos y son los siguientes: !"Espato: Cristales de grano grueso, los cuales se observan traslúcidos bajo nicoles paralelos,

tamaño en el rango de 0.02-0.1 mm. Los cristales rellenan los espacios porosos, frecuentemente debido a recristalización.

!"Microespato: Tamaño limo o agregados mas grandes de cristales. !"Micrita: Cristales de 1 - 5 µ. Texturalmente análogo a los lodos silíceos. 6.6. TIPOS DE GRANOS Los tipos de granos en los carbonatos pueden ser: !"Aloquímicos: Formados, transportados y redepositados en la cuenca. !"Extraclastos: Formados fuera de la cuenca (cuarzo, feldespatos, minerales accesorios, arcillas,

etc.) En cuanto a los aloquímicos se encuentran de varios tipos: • Fósiles: Cualquier microfósil y/o megafósil. • Ooides: Estructuras carbonáticas laminadas en forma concéntricas o radiales que incluyen:

!"Oolitos: estructuras laminadas concéntricas, con menos de 2 mm de diámetro y de origen no biogénico.

!"Pisolitos: Igual que los oolitos pero de diámetro mas grandes que 2 mm.

!"Oncolitos: Estromatolitos esferoidales (> 1-2 cm).

!" Oolitos superficiales/pseudoolitos: origen incierto.

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• Peloides: Partículas carbonáticas de tamaño de grano limo a arena fina, que no tienen una estructura interna distintiva, la mayoría son pellets fecales • Intraclastos: Formado, transportado y redepositado en la cuenca, pueden ser:

!"Fragmentos de fósiles

!"Agregados y masas de cristales, tienen forma irregular. Estos granos tienden a distorsionarse durante la diagénesis y no son reportados en los sedimentos antiguos

6.7. CLASIFICACIÓN La clasificación de Dunham, 1962 es una de las mas utilizadas a nivel mundial para las rocas carbonáticas. Según esta clasificación se tiene: Caliza recristalizada: Son rocas carbonáticas donde no se reconoce la textura y se clasifica de manera similar a los sedimentos clásticos. Boundstone (Biolitita): Son rocas carbonáticas generada por organismos constructores tales como el coral, organismos incrustantes como los briozoarios o sedimento entrampado. Juntos pueden realizar estructuras complejas que se muestran a nivel celular o en apariencia laminada. Grainstone (Caliza granular, sin lodo): Son rocas soportadas por granos y no contienen lodo, frecuentemente los intersticios de estas rocas están rellenos con cemento tipo espato. Packstone (Caliza granular, con lodo): Son rocas carbonáticas soportadas por granos y además contienen lodo. Algunas veces es difícil diferenciar packstone de wackstone, por lo que hay que tratar de mirar todos los lados de la roca para poder determinar la clasificación en caso que se tengan dudas. Wackstone (Caliza lodosa): Son rocas soportadas por lodo y contiene mas del 10% de granos, pero la matriz tamaño arcilla esencialmente rodea los granos. Mudstone (Lodolita de carbonato): Son rocas soportadas por lodos y con menos del 10% de granos. Están compuestas de partículas carbonáticas tamaño arcilla, estas partículas pueden ser derivadas de la disgregación de organismos complejos tales como Halimeda, o pueden ser conchas de organismos tales como los cocolitosferas o foraminíferos. Pueden tener cualquier color y tal como ocurre en las rocas clásticas, el color esta determinado principalmente por las condiciones de óxido-reducción al momento de la depositación. La clasificación de Dumhan, 1962 se presenta resumida en la Tabla I.5.

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TABLA I.5. CLASIFICACIÓN DE ROCAS CARBONÁTICAS SEGÚN DUMHAN (1962) 6.8 PETROGRAFÍA DE ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS Las rocas carbonáticas presentan las principales características ópticas (Figura I.20.): Nicoles Paralelos (N//) • La calcita, dolomita, siderita y otros carbonatos son casi indistinguibles en secciones finas, excepto la siderita cuando se presenta parcial o totalmente oxidada. • Extremadamente alto relieve. • Incoloro, pero tiende a ser de apariencia de granos. • Clivaje perfectamente en romboedros. Nicoles Cruzados (NX) • Colores de extremadamente de alta interferencia. Tiene apariencia perlada. Cualquier variación en el espesor se refleja en el borde con variación de colores. • Bandas gemelas son comunes (A). La calcita es extremadamente dúctil y es frecuentemente deformada.

FIGURA I.20. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LOS MINERALES CARBONÁTICOS

En el Anexo I.8 se presenta una planilla donde se recopilan las principales características descritas aquí sobre las rocas carbonáticas.

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CAPÍTULO II

ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS


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CAPITULO II - ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

1. INTRODUCCIÓN Las rocas sedimentarias clásticas son aquellas formadas por acumulación y consolidación de sedimentos de origen clásticos, es decir, partículas minerales y fragmentos de rocas de varios tamaños producto de la meteorización y/o erosión de rocas preexistentes. Este curso se dedicará a definir las características de las rocas clásticas, tamaño arena (0.0625 mm a 2 mm), que ocupan de 20 a 25% de las rocas sedimentarias. Su importancia económica, radica en que un alto porcentaje de depósitos minerales se encuentran asociados a las rocas clásticas, así como materiales para la construcción. Desde el punto de vista científico, las rocas sedimentarias han preservado la historia geológica de la Tierra y su evolución. Los constituyentes de la roca (Figura II.1.) son: Alogénicos (transportados al sitio de depositación)

Esqueleto de granos (framework grains): Conjunto de partículas que son depositadas después del transporte o que pueden ser el resultado de residuos posteriores a la meteorización. Matriz: Es el material de tamaño de grano mas fino (depositado) entre los granos.

Autigénicos (precipitados en el sitio de depositación)

Cemento: Son los minerales precipitados posterior a la depositación, productos de los procesos diagenéticos.

Sistema Poroso: Está representado por las cavidades vacías, huecos, en la roca, estos pueden ser:

Primarios: asociados a los primeros momentos después de la depositación. Secundarios: productos de la disolución de los minerales o fracturas durante la diagénesis.

FIGURA II.1. CONSTITUYENTES DE LA ROCA

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II- Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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En general, las rocas sedimentarias clásticas se encuentran conformadas por las siguientes características: CARACTERÍSTICAS PRIMARIAS: Son aquellas asociadas al momento de la depositación, pueden ser: Texturales: Son aquellas características asociadas a la textura o fábrica de la roca, entre ellas se tienen: tamaño de grano, escogimiento, redondez, orientación y madurez textural Mineralogía Detrítica: Son todos los minerales principales (framework grains) y accesorios que componen la roca desde el momento de su depositación. Estructuras Sedimentarias: Son aquellas estructuras que se forman en el momento de depositación. Dentro del marco microscópico se pueden observar gradación, alineación y “láminación”. CARACTERÍSTICAS SECUNDARIAS: Son aquellas posteriores a la depositación, pueden ser: Diagenéticas: Son todos los procesos posteriores a la depositación que afectan a los componentes detríticos desde el punto de vista físico, químico o biológico. Dichos procesos pueden ser constructivos o destructivos dependiendo si mejoran o desmejoran la calidad de yacimiento de la roca. SISTEMA POROSO: Pueden ser poros primarios, asociados a la etapa de sedimentación o secundarios asociado a los procesos diagenéticos constructivos.

2. CARACTERÍSTICAS PRIMARIAS 2.1. CARACTERÍSTICAS TEXTURALES 2.1.1. TAMAÑO DE GRANO Las escalas utilizadas para definir los tamaños de granos en sedimentos y en rocas sedimentarias son escalas que son creadas por subdivisiones arbitrarias impuestas por la continuidad natural. La terminología mas familiar se muestra en la Tabla II.1., que incluye tres clases mayores: Grava, arena y arcillas, con sus subdivisiones.

TABLA II.1. TAMAÑO DE GRANO, MODIFICADO DE WENTWORTH (1922)

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2.1.2. ESCOGIMIENTO El rango en el tamaño de grano en una roca clástica es conocido comúnmente como escogimiento. Este puede ser contabilizado por medio de un histograma de la distribución del tamaño de grano, sin embargo es mas frecuente utilizar cartas visuales como las que se muestran a continuación (Figuras II.2. y II.3.).

FIGURA II.2. ESCOGIMIENTO MODIFICADO DE SIMPSON (1995)

FIGURA II.3. ESQUEMA DE TIPOS DE ESCOGIMIENTO, MODIFICADO DE PETTIJOHN, POTTER Y SIEVER (1972)

En la Figura II.3., la letra σ, es el coeficiente de desviación obtenido de los análisis granulométricos de las rocas.

2.1.3. REDONDEZ Y ESFERICIDAD

La redondez es definida como el promedio de radios de curvatura en las esquinas. Obtener la redondez de esta manera es muy subjetivo y se tiende a cometer errores. Por esta razón la mayoría de los geólogos definen la redondez de los granos, en rocas o sedimentos, con las cartas comparativas como la mostrada en la Figura II.4.

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La forma se refiere a los atributos envolventes de la morfología en tres dimensiones, por ejemplo, la variación de 3 ejes que definen la forma geométrica. La medida mas popular utilizada es la esfericidad, que se refiere a la proximidad de la forma a la esfera, normalmente se usa una carta visual estimada como ayuda (Figura II.4.).

FIGURA II.4. CARTA COMPARATIVA DE ESFERICIDAD Y REDONDEZ, MODIFICADO DE POWERS (1953)

2.1.4. MADUREZ TEXTURAL

Un concepto muy útil para determinar la naturaleza de las areniscas es la madurez, tanto textural como composicional. Se dice que una arenisca es madura composicionalmente si contiene un alto porcentaje de minerales detríticos estables bajo condiciones de meteorización (por ejemplo, cuarzo o una alta relación de cuarzo / feldespato). Se dice que una arenisca es madura texturalmente si tiene poca matriz, granos bien redondeados y buen escogimiento. El concepto de madurez asume que las arenas clásticas serán bien redondeadas y mejor escogidas por el largo camino recorrido en el proceso de transportación y que los granos inestables serán eliminados por la meteorización o la disolución. El Anexo II.1 muestra el flujograma a seguir para determinar el grado de madurez textural. El grado de madurez textural indica una descripción de la naturaleza física del ambiente de depósito y su eficacia en separar, clasificar y producir abrasión en los detritos aportados. Se podría interpretar el grado de madurez textural como la capacidad del ambiente de depositación para retrabajar el sedimento.

2.1.4.1. IMPORTANCIA

La principal importancia es que la madurez textural es el resultado del ambiente de depositación y éste a su vez está controlado por el tectonismo que determina que ambientes predominan volumétricamente en ciertas regiones.

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En general, en los extremos de la clasificación de la madurez textural se tiene que:

Sedimentos inmaduros caracterizan un ambiente de baja energía o depósitos muy rápidos.

Sedimentos supermaduros caracterizan ambientes de gran acción mecánica y clasificación.

2.2. MINERALOGÍA DETRÍTICA

Los minerales formadores de la roca (framework grains) se encuentran conformados por:

Cuarzo: Puede presentarse monocristalino o policristalino.

Grupo de los Feldespatos: Potásicos: Ortosa, Microclino, Sanidina Alcalinos: Serie de las Plagioclasas

Fragmentos Líticos: Cualquier fragmento de roca preexistente, comúnmente: chert, fragmentos de roca ígnea, de roca metamórfica, de roca sedimentaria clástica y de roca sedimentaria carbonática.

Los minerales accesorios son minerales que acompañan a los minerales formadores al momento de la depositación. Dependiendo de la formación rocosa, se tienen algunos comunes, por ejemplo para la Formación Misoa, Eoceno, Noroeste de Venezuela, se tienen comúnmente, micas (biotita, muscovita), circón, epidoto, anfíboles, pirita. Como mineral accesorio también se considera la materia orgánica.

2.2.1. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES EN SECCIÓN FINA

2.2.1.1. Minerales Formadores de la Roca 2.2.1.1.1. Cuarzo Es el mineral mas común en los sedimentos terrígenos, con un 65% en las areniscas, 30% en lutitas y menos del 5% en rocas carbonáticas. Los granos de cuarzo se presentan de las siguientes variedades: Cuarzo monocristalino: Es un grano formado por una pieza de un solo cristal. Cuarzo policristalino: Es un grano que contiene dos o más cristales interconectados. Cuarzo estresado: Es un grano con cristal distorsionado que muestra extinción ondulatoria. Cuarzo con inclusiones minerales: estas pueden ser rutilo, magnetita, mica o turmalina que son atrapadas en el cristal de cuarzo en crecimiento dentro del magma o en el marco metamórfico. Cuarzo con inclusiones de fluidos o vacuolas: granos lechosos que contienen fluidos atrapados.

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Existen algunos tips para determinar la proveniencia a partir del tipo de cuarzo. Así se tiene que la mayoría de los cuarzos derivados de las rocas graníticas, gneis y esquistos ácidos son monocristalinos y policristalinos, que pueden estar estresados. El cuarzo volcánico es típicamente monocristalino y libre de inclusiones. El cuarzo hidrotermal (incluyendo las venas de cuarzo) es comúnmente lechoso debido a las inclusiones de fluidos. Los cuarzos policristalinos donde los cristales presentan orientación son generalmente derivados de esquistos. Cabe destacar que estos tips por si solos no son suficientes para determinar algo específico pero pueden ayudar en conjunto con otras características. Principales Características Ópticas (Figura II.5.) Nicoles Paralelos (N//): Incoloro, con bajo relieve, sin clivaje visible, generalmente limpio de inclusiones. Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia de primer orden (gris a amarillo pálido), extinción ondulatoria, figura de interferencia uniaxial positiva.

FIGURA II.5 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL CUARZO A B

FIGURA II.6 CUARZO MONOCRISTALINO Y POLICRISTALINO (A) Cuarzo monocristalino en NX con las características ópticas principales descritas de: colores tonalidades grises, limpio, sin clivaje aparente. (B) Grano de cuarzo policristalino con extinción ondulatoria tenue. El grano consiste en cristales de cuarzo separados alineados fuertemente. Este tipo de grano es común en venas hidrotermales pero también ocurren en muchas rocas metamórficas y plutónicas.

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2.2.1.1.2. Grupo de Feldespatos Potásicos: Ortosa, Microclino y Sanidina Los feldespatos forman en promedio el 10-15% de las areniscas, pero puede ser >90%. En las lutitas se encuentra <5%, y en carbonatos <1%. Los feldespatos son menos estables que el cuarzo, son mas suaves, con clivaje, mecánicamente fáciles de romper y dispuestos a la hidrólisis. Generalmente alteran a minerales de arcilla (sericita) o calcita, dándole una apariencia “sucia”. Los feldespatos potásicos (ortosa, microclino y sanidina) son mas comunes que las plagioclasas debido a su mayor resistencia a la meteorización. El contenido de feldespato depende grandemente del clima y la tasa de erosión. Los feldespatos son destruidos en climas húmedos pero sobreviven mejor en climas áridos o semi-áridos. La rápida erosión y soterramiento favorecen la preservación de los feldespatos. La ortosa ocurre comúnmente en rocas intrusivas y en rocas metamórficas de alta temperatura. El microclino se encuentra en rocas intrusivas ricas en cuarzo y en rocas metamórficas de moderada a alta temperatura, no ocurre en rocas volcánicas. La sanidina es exclusiva de las rocas volcánicas o en metamorfismo de contacto de muy alta temperatura (facies de sanidina) con rocas ricas en potasio. Principales Características Ópticas (Figura II.7.) Nicoles Paralelos (N//): Incoloro, con relieve negativo, frecuentemente clivaje visible (A), generalmente numerosas inclusiones debido a alteraciones microscópicas (B). Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia de primer orden (gris a blanco), figura biaxial negativa, comúnmente tiene apariencia de nube debido a la alteración a arcilla (B). En el caso del microclino, se observa maclado entrerejado (A).

FIGURA II.7. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL GRUPO DE FELDESPATOS POTÁSICOS

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FIGURA II.8. ORTOSA Y MICROCLINO (A) La fotomicrografía muestra un feldespato sin maclas, rodeado de granos de cuarzo. Nótese lo limpio que se observan los granos de cuarzo en comparación con las inclusiones observadas en el feldespato. (B) Microclino. 2.2.1.1.3. Grupos de Feldespatos Alcalinos: Serie de la Plagioclasa El grupo de la Plagioclasa es una mezcla de albita y anortita en diferentes proporciones, así se tiene, en términos de % de anortita: Albita: 0-10% anortita Oligoclasa: 10-30% anortita Andesina: 30-50% anortita Labradorita: 50-70% anortita Bitownita: 70-90% anortita Anortita: 90-100% anortita Para determinar la composición de la plagioclasa se utilizan varios métodos, pero la técnica mas sencilla es la Michel-Levy. La plagioclasa es el mineral mas abundante en la corteza terrestre, se encuentra en la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas. Principales Características Ópticas (Figura II.9.) Nicoles Paralelos (N//): Incoloro, con bajo relieve, frecuentemente clivaje visible, generalmente numerosas inclusiones debido a alteraciones microscópicas. Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia de gris a blanco. El maclado polisintético es la característica mas distintiva, sin embargo no todas las plagioclasas tienen maclas. Cristales eudrales, frecuentemente zonado (A), cristales corroídos (B) alteración o reacción con magma u otros minerales (C).

FIGURA II.9. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA PLAGIOCLASA

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A B

FIGURA II.10. PLAGIOCLASA (A) Plagioclasas con maclado polisintético. (B) Plagioclasa en una arenisca volcánica. Nótese los bordes euhedrales del cristal y zonación bien definida. 2.2.1.1.4. Fragmentos Líticos Entre los fragmentos líticos o de roca se pueden encontrar: Chert: Es el mas estable de los fragmentos de roca y por esto es el mas común. Presenta un aspecto de “sal y pimienta”. Al microscopio se observan en nicoles paralelos semejante al cuarzo pero un poco mas sucio que éste y en nicoles cruzados es un grano con puntitos blancos y negros microcristalinos que pueden variar sus tamaños. Según el esquema de clasificación que se utilice, el chert puede estas ubicado como parte de los cuarzos o de los fragmentos de roca. Fragmentos de Rocas Ígneas: Las características eudrales de los cristales dentro del fragmento pueden ser un gran indicativo del origen ígneo. Difícil de distinguir de los fragmentos de gneis. A B

FIGURA II.11 FRAGMENTOS LÍTICOS: CHERT Y DE ROCAS ÍGNEAS (A) Chert con microcristales muy uniformes. (B) FR volcánico con pequeñas plagioclasa y matriz cristalina de granos muy finos Fragmentos de Rocas Metamórficas: Son generalmente redondeados y alargados, se observa la alineación de los minerales que los componen y según se puedan o no distinguir los mismos. Se clasifican en pizarras, filitas, esquistos y gneis (de tamaño de grano menor a mayor, respectivamente).

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Fragmentos de Rocas Sedimentarias Clásticas: Son los mas comunes de encontrar y pueden ser limos o areniscas, hasta fragmentos de conglomerados. Los fragmentos argiláceos se pueden incluir dentro de este tipo. Fragmentos Argiláceos: Son comunes en areniscas de ambientes fluviales, intermareales y abanicos submarinos. Al microscopio se observan redondeados, color de marrón a verde pasando por el amarillo y sin mucha variación al colocar los nicoles cruzados. Se asemejan a los fosfatos. Fragmentos de Rocas Sedimentarias Carbonáticas: Presentan las mismas características de los carbonatos pero formando un aglomerado. Comúnmente las areniscas que contienen fragmentos de rocas carbonáticas presentan cemento calcáreo. A B

FIGURA II.12. FRAGMENTOS DE ROCAS METAMÓRFICAS Y DE ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

(A) FR metamórfico, esquisto. Este grano consiste en casi completamente cristales de muscovita, en este tipo de FR la roca se corta casi exactamente paralela a las capas micáceas. (B) Un FR limoso, presentando granos de cuarzo angular embebidos en una matriz de fosfática. La roca está en una matriz de hematita. A B

FIGURA II.13. FRAGMENTOS ARGILÁCEO Y DE ROCAS SEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS

(A) FR marrón oscuro de un clasto de arcilla, presenta una cristalinidad extremadamente fina asociada a la naturaleza de los constituyentes arcillosos. (B) FR dolomita, con forma rómbica en sus cristales constituyentes.

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2.2.1.2. Minerales Accesorios 2.2.1.2.1. Mica - Biotita Principales Características Ópticas (Figura II.14.) Nicoles Paralelos (N//): Relieve moderado, de color naranja, marrón o verde oscuro (A), clivaje micáceo perfecto, puede presentar halos pleocroicos alrededor de inclusiones de circón u otros minerales radioactivos suaves (B). Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia de segundo a tercer orden, usualmente no muy notable debido a la fuerte coloración natural, extinción paralela, comúnmente moteado, dándole una textura de “ojo de pájaro” (A). La ocurrencia de la biotita abarca ampliamente las rocas ígneas intrusivas, no tan común en las rocas volcánicas y en las rocas metamórficas se encuentran en un amplio rango de temperatura y presión.

FIGURA II.14. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA BIOTITA

2.2.1.2.2. Mica – Muscovita Principales Características Ópticas (Figura II.15.) Nicoles Paralelos (N//): Relieve bajo, incolora, perfecto clivaje de mica. Nicoles Cruzados (NX): Brillantes colores de segundo y tercer orden, generalmente no es tan moteado como la biotita, extinción paralela y figura biaxial negativa. La muscovita es común en las pegmatitas, en algunos granitos y en las rocas metamórficas de grado bajo a medio.

FIGURA II.15. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA MUSCOVITA
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FIGURA II.16. BIOTITA Y MUSCOVITA

(A) Un grano de biotita rodeado de cuarzo. La biotita muestra colores de tercer orden y textura coloreada típica de las micas. Hay dos halos pleocroicos visible. La biotita puede ser derivada en pequeñas cantidades de casi todos los tipos de terrenos ígneos y metamórficos. (B) Muscovitas detríticas, de color azul brillante (segundo orden), se observa la textura “ojo de pájaro”. 2.2.1.2.3. Anfíboles Principales Características Ópticas (Figura II.17.) Nicoles Paralelos (N//): Verdes a marrón, fuerte pleocroismo. En el caso del glaucofano: colores azules claro a violeta, relieve moderado. En este caso el color es distintivo. Nicoles Cruzados (NX): Birrefringencia moderada, colores de segundo orden, generalmente extinción inclinada, figura biaxial negativa. En el caso del glaucofano: los colores son de primer a segundo orden que no se diferencia mucho del color a nicoles paralelos. Entre los principales minerales del grupo de los anfíboles que comúnmente se encuentran en las rocas sedimentarias se tiene la hornblenda que es muy común como constituyente de las rocas ígneas; Es particularmente característico en las metamórficas de grado medio (anfibolitas). Otros anfíboles comunes en las rocas sedimentarias son la tremolita y la actinolita, las cuales se hallan en calizas dolomíticas metamórficas y como mineral característico de la facies de esquistos verdes, respectivamente. Por otra parte, el glaucofano, ocurre solamente en rocas metamórficas tales como esquistos, eclogita y mármol. Refleja condiciones de baja temperatura y alta presión. A B

FIGURA II.17. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LOS ANFÍBOLES La Figura II.17. muestra en (A) las características ópticas esquemáticas de los anfíboles tipo hornblenda, tremolita, etc. (B) muestra las características ópticas esquemáticas del glaucofano.

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FIGURA II.18. HORBLENDA Y GLAUCOFANO (A) Hornblenda donde se observa claramente el clivaje en 120° y los diferentes color que puede presentar. (B) Glaucofano, otro mineral del grupo de los anfíboles pero muy característico por sus colores en nicoles paralelos, los cuales son distintivos. 2.2.1.2.4. Epidoto Principales Características Ópticas (Figura II.19.) Nicoles Paralelos (N//): Alto relieve, pueden haber granos incoloros (A) o amarillo a verde (B), comúnmente producto de alteración o mineral metamórfico derivado de plagioclasa. La piemontita, es un epidoto de manganeso poco común, es de colores amarillo, naranja, rojo y magenta (D) y tiene brillante pleocroismo. Nicoles Cruzados (NX): Moderada a alta birrefringencia, resultando colores vívidos de segundo y tercer orden. Colores de interferencia anómalos son comunes en las variedades zoísita (A). El grupo del epidoto es de origen metamórfico de grado bajo a medio y también se encuentra como alteración hidrotermal en rocas ígneas.

FIGURA II.19. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL EPIDOTO

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2.2.1.2.5. Esfena (Titanita) Principales Características Ópticas (Figura II.20.) Nicoles Paralelos (N//): Relieve alto, frecuentemente de color marrón rosáceo, cristales de forma rómbica. Nicoles Cruzados (NX): Extremadamente alta birrefringencia. Con luz reflejada (fuera del microscopio), se observa blanquecino. La esfena es un mineral accesorio bastante común en los granitos, granodioritas, dioritas y sienitas. También se puede encontrar como cristal grande en las rocas metamórficas, gneis, esquistos cloríticos y calizas cristalinas.

FIGURA II.20 CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA ESFENA A B

FIGURA II.21. EPIDOTO Y ESFENA (A) Varios granos de epidoto, donde se observan los altos colores de birrefringencia de los mismos. (B) Un grano de esfena en nicoles cruzados. También sirve para la identificación, colocar luz directa donde se puede observar este mineral blanquecino debido al componente de titanio

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2.2.1.2.6. Clorita Principales Características Ópticas (Figura II.22.) Nicoles Paralelos (N//): Presentan bajo relieve, su color es diferentes tonalidades de verde, aunque el mas común es el verde claro. Clivaje micáceo, frecuentemente moteado. Nicoles Cruzados (NX): Bajos colores de birrefringencia, de primer orden a blancos. Colores anómalos de interferencia son comunes: azul oscuro, marrón, púrpura y verdes, extinción ondulada. La clorita es un mineral común en las rocas metamórficas y se utiliza como diagnóstico de la facies de esquistos verdes. También se encuentra en las rocas ígneas como producto de alteración de los minerales de Mg-Fe (piroxenos, anfíboles, biotita y granate).

FIGURA II.22. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA CLORITA 2.2.1.2.7. Circón Principales Características Ópticas (Figura II.23.) Nicoles Paralelos (N//): Muy alto relieve, usualmente limpio pero puede ser coloreado. Cuando esta rodeado por biotita o cordierita, frecuentemente muestras halo pleocroico debido a daño por radiación. Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia muy altos, tercero y cuarto orden. El circón es un mineral accesorio común en toda clase de rocas ígneas y también se puede encontrar en las calizas cristal, gneis y esquistos.

FIGURA II.23. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DEL CIRCÓN

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FIGURA II.24. CLORITA Y CIRCÓN (A) Grano detrítico de clorita, muestra color anómalo (verde), por las características de este grano, probablemente es alteración de una biotita. (B) Grano de circón, éste comúnmente se presenta en forma bipiramidal, se observa la alta birrefringencia. Normalmente no presenta alteración pero sí inclusiones. 2.2.1.2.8. Glauconita Principales Características Ópticas (Figura II.25.) Nicoles Paralelos (N//): Color verde, amarillo-verde, verde oliva; plecroismo verde a amarilla; forma de granular, puede ser como agregados cristalinos. Nicoles Cruzados (NX): Colores de interferencia moderados a fuertes; Extinción paralela; figura de interferencia biaxial. A veces son piezas de foraminíferos o pellets La glauconita ocurre bajo condiciones reductoras en sedimentos y comúnmente se encuentra en areniscas cercanas a la costa.

FIGURA II.25. CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS ESQUEMÁTICAS DE LA GLAUCONITA


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FIGURA II.26. GLAUCONITA (A) En esta fotomicrografía se observan granos de glauconita. La redondez no necesariamente indica abrasión, probablemente son producto de pellets fecales in situ. Cuando no es detrítico, es un buen indicador de ambientes marinos. (B) Glauconita detrítica en arenisca. Estas glauconitas redondeadas son producidas en la plataforma o talud y son retrabajadas por la cuenca turbidítica. El color en nicoles cruzados es mas oscuro que la fotomicrografía (A). 2.2.2. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Entre las principales estructuras sedimentarias que se encuentran en las secciones finas, se tienen: • Laminaciones • Orientación de Partículas • Gradación 2.2.2.1. Laminaciones Las laminaciones en sección fina son aquellas estructuras de granos mas fino que el tamaño arena, es decir, limo o arcilla, que se encuentran a lo largo de la sección fina parcial o totalmente. Generalmente, estás laminas además de estar constituidas por granos mas finos, están asociadas a materia orgánica y/o hidrocarburo residual. Cabe destacar que las laminaciones en sección fina no corresponde al concepto de laminaciones que se maneja macroscópicamente, ya que es imposible comparar espesores macro y microscópicamente. Sin embargo estas láminas están asociadas a la manera como se presentan las arcillas detríticas y por eso es importante señalar su presencia. 2.2.2.2. Orientación de Partículas La orientación de partículas es cuando se observa cierta alineación entre los granos alargados. Es indicativo de compresión en la roca, mientras mas alineado estén los granos, mayor será el grado de compactación. Cuando existe un buen número de granos alargados, la orientación es mas fácilmente observable.

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2.2.2.3. Gradación La gradación es la variación progresiva del tamaño de grano entre las mismas arenas o por arcillas. Se identifica cuando en la sección fina hay variaciones en los tamaños de granos de las diferentes zonas de la misma, pero a la vez existe cierta tendencia a la homogeneidad en las áreas cercanas al punto de observación. A B

FIGURA II.27. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS: LAMINACIÓN Y ORIENTACIÓN

(A) En esta fotomicrografía se observa la presencia de arcilla detrítica en forma de lámina y también una fractura a lo largo de la estratificación. (B) se observa cierta alineación. En este caso fue fácil reconocer la orientación debido a la cantidad de granos alargados y subangulares. Es importante recordar que esta observación es una orientación aparente, ya que es en dos dimensiones.

3. CARACTERÍSTICAS SECUNDARIAS 3.1. DIAGENÉTICAS Las características diagenéticas, tal como se mencionó anteriormente, engloban todos los procesos posteriores a la depositación que afectan a los componentes detríticos desde el punto de vista físico, químico o biológico. Dichos procesos pueden ser constructivos o destructivos dependiendo si mejoran o desmejoran la calidad de yacimiento de la roca. Cabe mencionar que la matriz arcillosa, la cual es producto del proceso de depositación y las arcillas autigénicas, resultado de los procesos diagenéticos, suelen ser difíciles de identificar y diferenciar en secciones finas. Según la clasificación de los tamaños de granos de Wentworth, cualquier material por debajo de los 0.625 mm, límite inferior del tamaño arena, es decir, limos y arcillas, puede ser considerado matriz. Sin embargo, es importante destacar que a través del análisis del microscopio electrónico de barrido (S.E.M) se puede lograr dicha identificación y diferenciación, sin lugar a dudas, al observar la morfología de los granos de arcilla se puede rápidamente saber si es detrítica (granos amorfos) o autigénica (cristales).

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En la arcilla detrítica (matriz), encontramos productos de las reacciones de hidrólisis en los suelos del área fuente de los sedimentos, y en la arcilla diagenética (autigénica), se encuentran productos que son el resultado de reacciones similares pero que ocurren dentro del sedimento mismo.

FIGURA II.28. ARCILLA DETRÍTICA (A) Y ARCILLA AUTIGÉNICA (B) (A) Fotomicrografía de SEM donde se observan cristales de dolomita en la arcilla detrítica (nótese lo amorfo de la arcilla que conforma la matriz). (B) Fotomicrografía de SEM mostrando arcilla autigénica del tipo caolinita (nótese los cristales en forma de “libritos” típica de la caolinita). A partir de este momento se describirán los minerales autigénicos productos de los procesos diagenéticos, y en capítulo III se profundizará en dichos procesos. Los minerales autigénicos son aquellos minerales que cristalizan posterior a la depositación, entre los más comunes para la Formación Misoa, Edad Eoceno, Noroeste de Venezuela, se tienen cuarzo en forma de sobrecrecimientos, caolinita, ilita-esmectita, ilita, pirita. También se pueden conseguir minerales calcáreos, como agregados cristalinos o como cemento, calcita, dolomita y siderita. �

En general, el orden de cristalización de los minerales autigénicos es: • Cuarzo (como sobrecrecimientos),

• Feldespatos tales como ortosa (como sobrecrecimientos) y albita (neomorfismo) • Arcillas: ilita, esmectita, caolinita y clorita.

• Minerales carbonáticos: calcita, dolomita y siderita 3.1.1. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES A TRAVÉS DE SEM Como se mencionó en la sección de las técnicas del capítulo I, el análisis de SEM permiten la identificación basado en la morfología de los cristales y al de sistema de energía dispersiva de Rayos X y en el caso de algunos minerales es necesario recurrir a la difracción de Rayos X para dar mayor confiabilidad a los resultados. Para recorrer los minerales autigénicos mas comunes, se van a presentar una serie de fotomicrografías del SEM, donde la morfología es la mas típica de cada mineral.

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A B C FIGURA II.29. SOBRECRECIMIENTOS DE CUARZO,

SOBRECRECIMIENTOS DE FELDESPATOS Y CALCITA

(A) Sobrecrecimientos de cuarzo, identificados como (O) se encuentran cubriendo parcialmente los granos de cuarzo detrítico (Q). También se observa ilita (I) muy fina. (B) Sobrecrecimientos de feldespato euhedral en forma de bloque sobre un grano detrítico, el cual es identificado con el espectro EDX como plagioclasa identificado en sección fina, parece como bien desarrollado. Ampliación 1000X (C) En la fotomicrografía de SEM se puede observar que la dolomita es detrítica y la calcita es autigénica y es identificada a través del espectro distintivo EDX. Ampliación 200X A B C

FIGURA II.30 DOLOMITA, SIDERITA Y PIRITA FRAMBOIDAL

(A) Un acercamiento de los cristales de dolomita. Aumento 4000X. La identificación de la dolomita se realiza sobre la base de la morfología y el espectro EDX, el cual fue confirmado por la DRX. (B) En la fotomicrografía de SEM, se puede observar la morfología de la siderita, como hojas de espadas, perpendiculares a las caras de los granos detríticos, orientados al azar. Ampliación 500x. (C) Se observa pirita framboidal. Aumento 4000X.

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FIGURA II.31. CAOLINITA, ILITA Y ESMECTITA (A) Caolinita presentando morfología de apilamientos cara a cara de placas seudo hexagonales o “libros”. Sobrecrecimientos de cuarzo (O). Ampliación 500x (B) Un acercamiento de la ilita donde se puede visualizar la morfología de la misma y su capacidad de reducir la permeabilidad. Ampliación 1000x. (C) Un acercamiento a 5000x de una red bien desarrollada que rellena poros de esmectita también se observa un listón delgado, otra típica morfología de la esmectita. �

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FIGURA II.32. ILITA/ESMECTITA Y CLORITA (A) En esta ampliación de 2000x, se observa la morfología de las arcillas mixtas presentes: ilita / esmectita. Debido a que el EDX muestra alta variabilidad de elementos, la identificación se logra en base a la morfología y el análisis de difracción de Rayos X. (B) Al realizar una magnificación de 1000x de la fotomicrografía anterior, donde se observa además de las arcillas mixtas, algunas caolinitas. (C) En la fotomicrografía de SEM se observa un acercamiento de clorita, las cuales presentan formas que consisten en pequeños cristales euhedrales y seudohexagonales. Estos cristales se colocan perpendiculares a los granos detríticos. Representan la morfología típica de la clorita autigénica. Ampliación 1000x.

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4. SISTEMA POROSO 4.1. CLASIFICACIÓN DEL SISTEMA POROSO (DEFINICIONES Y CRITERIOS) El sistema poroso se puede clasificar sí la porosidad ocurre en el momento de la depositación (primaria) o posterior a ésta (secundaria) Entre los tipos de poros primarios se tienen:

!"Intergranular, muy común como su nombre lo indica es entre los granos en el momento de depositación.

!"Intragranular, rara, se puede dar dentro de fragmentos de rocas y fósiles. Los poros secundarios son generados por:

!" Disolución de granos detríticos, común, especialmente en granos de feldespatos, fragmentos de rocas carbonáticas, fósiles.

!" Disolución de cemento autigénico, muy común en los cementos de calcita, dolomita y siderita.

!" Fracturamiento, menos común, excepto localmente. También existe una clasificación según la morfología del poro, basado en criterios petrográficos, realizado por Schmidt, McDonald, y Platt, 1977. En el Anexo II.2 se presenta dicha clasificación, la cual se detallará en el capítulo III en la parte asociada al proceso diagenético de disolución. Otra clasificación, utilizada principalmente por los petrofísicos, se basa en tamaño de la garganta de poro. Así se tiene: Megaporo: Garganta de poro > 1.000 µm (1 mm) Mesoporo: Garganta de poro entre 0.5 y 1.000 µm (1 mm) Microporo: Garganta de poro < 0.5 µm

5. CLASIFICACIÓN DE ROCAS CLÁSTICAS Clasificar algo es simplemente una forma de explicar en forma concisa los conceptos presentes y facilitar la comunicación. Cada clasificación existente, esta lejos de ser la última, las mismas evolucionaran y cambiaran en el tiempo. 5.1. CLASIFICACIÓN SEGÚN PETTIJOHN, 1957 La clasificación de Pettijohn (Figura II.33.) se basa en los granos del esqueleto (cuarzo, feldespatos y fragmentos de rocas), considera arenas limpias (arenitas) si tienen menos del 15% de matriz y sucias (wackas) si tienen mas de 15% de matriz. El lado horizontal del triangulo representa el rango de 0 -100% de feldespato (izquierda a derecha) y fragmento de roca de derecha a izquierda. La línea vertical representa el rango de 0-100% del contenido de cuarzo (de abajo a arriba). El siguiente triángulo es para clasificar las areniscas sucias (mas de 15% de matriz), considerando matriz a todas las partículas menores de 30 micras, en vez de las 40 micras (1/256) de la escala de Wentworth. Si el porcentaje de matriz es mayor al 75% se considera la roca como lutita y no como arenisca.

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La clasificación de Pettijohn, 1957 (Figura II.33.), considera el chert como parte de los fragmentos de roca y hace distinciones en las arenas donde prevalecen los fragmentos de roca sobre los feldespatos en agregar un nombre asociado al tipo de fragmento que predomine.

FIGURA II.33. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS, SEGÚN PETTIJOHN, 1957

Existen y han existido muchas clasificaciones pero en la industria petrolera, prevalecen las clasificaciones de Pettijohn y la de Folk. Sin embargo, en el Anexo II.3. se presentan otras clasificaciones. 5.2. CLASIFICACIÓN SEGÚN FOLK, 1954 Según la clasificación de Folk, 1954 (Figura II.34.) presenta la línea horizontal subdividida según la relación entre los feldespatos y los fragmentos de rocas (F/FR) y en la línea vertical se consideran los porcentajes de cuarzo de abajo hacia arriba en el porcentaje de 0 a 100%. Al igual que Pettijohn, también considera al chert como parte de los fragmentos de rocas. Adicionalmente presenta otros triángulos para clasificar las rocas cuando el porcentaje de fragmentos de roca son mayores al 50%, así tiene: Triángulos con VRF, MRF SRF, llamándose las rocas volcanoarenita, filarenita y sedarenita, respectivamente. En el caso de esta última, tiene otra clasificación dependiendo de sí predomina el chert, el carbonato o la arcilla. Una diferencia importante con Pettijohn es que Folk no toma en cuenta la matriz, ya que como se explicó anteriormente, se utiliza para clasificar la madurez textural de la roca y en su clasificación simplemente se excluye de la normalización.

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FIGURA II.34. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS, SEGÚN FOLK, 1954

6. PETROGRAFÍA DE ROCAS CLÁSTICAS

Todas las características discutidas en el capítulo II del presente curso se pueden agrupar en una planilla de descripción de rocas clásticas, tal como se sugiere en el Anexo II.4 En esta planilla se identifica la muestra, se agrupan las características primarias, texturales, mineralogía detrítica y estructuras sedimentarias. Luego se tienen las características secundarias asociadas a los procesos diagenéticos. Aparte el sistema poroso y finalmente un resumen que contempla: los procesos diagenéticos identificados, los minerales sensitivos, posible daño de formación y la descripción de fotomicrografías alusivas a las características descritas en la planilla En el Anexo II.5 se presenta un cuadro comparativo de las diferencias entre las rocas sedimentarias carbonáticas y clásticas.

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CAPÍTULO III

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CAPITULO III - DIAGÉNESIS

1. INTRODUCCIÓN La diagénesis es el proceso físico, químico o biológico que cambia el sedimento a roca sedimentaria por medio de la modificación de la mineralogía y/o textura entre el tiempo de depositación y el metamorfismo o exposición a la superficie. Hasta 1942, todos los geocientistas que trabajaban con los procesos diagenéticos mostraban procesos dispersos, y sólo en este año, Krumbein en un trabajo, recopiló todos los procesos que se manejaban en esa época y les dio un sentido lógico, agrupándolos por tipos de procesos. A partir de este momento es que se tiene la clasificación de los procesos diagenéticos, la cual ha variado un poco con el transcurrir de los años. La diagénesis ocurre cuando la mineralogía de la roca comienza a ser inestable, como resultado de los cambios en las condiciones o la química del ambiente de depositación. La inestabilidad usualmente ocurre en los contactos de granos y en el espacio poroso entre los granos. Los cambios en la presión y temperatura generan nuevos minerales o los minerales preexistentes comienzan a ser modificados mientras el sedimento (roca) se ajusta a las nuevas condiciones de equilibrio. La diagénesis no es un evento simple y puede continuar por diferentes estados, extendiéndose por millones de años, siempre y cuando no ocurra metamorfismo. Los principales resultados de la diagénesis, que afectan la calidad de yacimiento, son:

!"Litificación (conversión de sedimentos no consolidados en roca). !"Reducción de la porosidad primaria. !"Producción de porosidad secundaria.

Algunos procesos diagenéticos comienzan temprano entre 100 y 10.000 años y a profundidades someras (<1-100 m). Otros procesos diagenéticos toman lugar a grandes profundidades a lo largo del tiempo geológico (diagénesis de soterramiento). La importancia del estudio de los procesos diagenéticos, desde el punto de vista de Geología de Petróleo, es que cada rasgo diagenético producido durante el soterramiento y levantamiento de una arenisca originalmente porosa y permeable, afecta su calidad como yacimiento. La destrucción, formación, naturaleza y distribución de las porosidades y permeabilidades, influyen en la acumulación, extracción y recuperación de los hidrocarburos y estos a su vez están controlados por los procesos diagenéticos en el subsuelo. En este capítulo III, se mostrarán los diferentes procesos diagenéticos y su impacto en la calidad del yacimiento. También se definirá la secuencia paragenética, que no es mas que la distribución, en tiempo relativo de dichos procesos y finalmente, en el capítulo IV, se indicará la importancia de conocer como las condiciones diagenéticas pueden verse afectadas por los diferentes agentes utilizados para la recuperación de los hidrocarburos.
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2. FACTORES QUE CONTROLAN LOS PROCESOS DIAGENÉTICOS

Los procesos diagenéticos son controlados por varios factores:

!"Características intrínsecas del material o sedimento. !"Características del fluido de poro. !"Condiciones físicas y químicas del ambiente o medio diagenético. !"Tiempo geológico.

2.1. CARACTERÍSTICAS INTRÍNSECAS DEL SEDIMENTO Estas características son controladas a su vez por el ambiente de depositación y el ambiente tectónico pre-depositacional. 2.1.1. AMBIENTE DE DEPOSITACIÓN Las principales características del ambiente de depositación que controlan la diagénesis son:

!"Velocidad agente de transporte !"Constancia agente de transporte !"Grado de turbulencia !"Variación de los niveles de energía !"Aporte de material sedimentario

Estas características influyen a través de los siguientes aspectos texturales:

!"Tamaño de partículas !"Escogimiento !"Morfología !"Fábrica

Es decir, el ambiente de depositación, influye en que los procesos hidrodinámicos imperantes (velocidad y constancia del agente de transporte, grado de turbulencia, variación de los niveles de energía, aporte de material sedimentario, etc.) determinarán el tamaño de las partículas, su escogimiento, características morfológicas y su fábrica. 2.1.2. AMBIENTE TECTÓNICO PRE-DEPOSITACIONAL El tipo de límite tectónico también influye en la clase de arenisca a depositarse, su resistencia a la erosión y el transporte y por lo tanto a su susceptibilidad a sufrir los procesos diagenéticos. Así se tiene que cuando los límites son convergentes, es decir, aquellos donde las placas se mueven una contra la otra, puede ocurrir entre placas oceánicas (Caribe – Atlántico), placas continentales (India- Euroasia) o placa oceánica y placa continental (Nazca- Sudámerica). Como producto del choque entre las placas se pueden tener zonas de subducción, arcos de islas, cadenas montañosas, cadenas volcánicas, etc., entonces el comportamiento de la roca es como se presenta en la Figura III.1. Cuando los límites son divergentes, donde las placas se mueven alejándose una de la otra, puede ocurrir tanto en placas oceánicas y continentales, entre este tipo de límite se encuentran las dorsales oceánicas y los valles de rift (continental), el resultado de la roca es como se muestra en la Figura III.2


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FIGURA III.1. CARACTERÍSTICAS DEL LÍMITE CONVERGENTE

FIGURA III.2. CARACTERÍSTICAS DEL LÍMITE DIVERGENTE 2.2. CARACTERÍSTICAS DEL FLUIDO PORO El fluido inicial asociado a los sedimentos recién depositados puede ser aire, agua fresca o agua de mar. Si el fluido es acuoso, éste puede contener además de líquido, sólidos y gases disueltos y diferentes pH, Eh y actividades iónicas químicas. Si el fluido de poro es subsaturado en ciertos componentes presentes en la roca, la disolución de los granos puede restablecer el equilibrio químico entre los minerales existentes y si es sobresaturado, puede ocurrir precipitación de nuevos minerales.

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Este fluido de poro es conocido también como agua connata, definida como el agua atrapada en los poros de la arena en el tiempo de la depositación. Sin embargo, la composición de esta agua cambia con el soterramiento, así que el término de agua connata se cambio por el término agua de formación, el cual no toma en cuenta el origen o la composición. Las diferentes fuentes del agua de formación son: 1) Meteórica; 2) Agua de mar; 3) Salmueras costeras; 4) Agua proveniente de las arcillas; 5) Liberada durante la diagénesis; 6) Deshidratación de la sal; 7) Hidrotermal. Los cambios que sufra este fluido inicial debido a los procesos diagenéticos, serán importantes ya que permitirán cambios en el equilibrio químico entre los minerales de la roca y el fluido de poro. La principal fuente de fluido en una arenisca, proviene de ella misma, específicamente de las lutitas intercaladas entre ellas. Durante la etapa inicial de soterramiento, las lutitas pierden hasta 70% de su agua intersticial por el proceso de compactación. La importancia de este factor controlador es que a través de las areniscas ocurre circulación de agua en un determinado tiempo durante la diagénesis y dicha agua es un agente dinámico de la redistribución de sustancias dentro de la cuenca para la disolución, alteración y/o precipitación. 2.3. CONDICIONES FÍSICAS Y QUÍMICAS DEL AMBIENTE Los principales factores de carácter químico son: el potencial iónico, potencial del ion hidrógeno (pH), potencial de óxido reducción (Eh) y el fenómeno de adsorción iónica. Los principales factores de carácter físico son: la temperatura (T) o gradiente geotérmico y la presión (P). 2.3.1. POTENCIAL IÓNICO Se define (de acuerdo a Mingarro y Ordoñez, 1982), como la capacidad de hidratación de los iones y es directamente proporcional a la carga iónica (Z) e inversamente proporcional al radio iónico (r) del elemento. El potencial iónico determina la energía de hidratación de los iones y como consecuencia su comportamiento en el agua. En el ambiente diagenético ayuda a interpretar las transformaciones asociadas con el fluido de poro, teniendo en cuenta que pueden existir otros factores que influirán. 2.3.2. Potencial del Ion Hidrógeno (pH) Es un parámetro importante, en especial en los procesos de disolución y precipitación de los minerales, si el pH es ácido se dice que la concentración de hidrógeno es menor 10-7, sí es básico o alcalino la concentración de hidrógeno es mayor a 10-7. También se ha determinado que a mayor temperatura el pH tiende a disminuir. El pH influye en la disolución y precipitación de los minerales, de la siguiente manera:

!"La sílice se hace mas soluble con el aumento del pH por encima de valores de 8. !"El hidróxido de aluminio es precipitado en soluciones medianamente ácidas cercanas a la

neutralidad.


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!"Soluciones ligeramente ácidas cargadas con hierro procedente de ambientes continentales, al desembocar en ambientes con aguas marinas ligeramente alcalinas pueden precipitar gran parte del hierro presente en solución.

!"La calcita tiende a precipitar en condiciones alcalinas, a partir de pH=8.3 2.3.3. POTENCIAL DE OXIDO-REDUCCIÓN (Eh) Las especies químicas en general pueden estar sujetas a reacciones en donde ocurran transferencias de electrones. Se denomina oxidación cuando ocurre una pérdida de electrones de la especie química y reducción, el caso contrario, ganancia de electrones. No es necesaria la presencia del oxígeno para la oxidación. Las reacciones de óxido-reducción se pueden clasificar según su potencial redox (Eh) en positivo o negativo y mientras menor sea el potencial, mayor será el poder reductor de ese elemento. En las reacciones diagenéticas donde se involucran elementos polivalentes tales como Fe, Mn y S, ésta condición tiene gran importancia, además controla la presencia o no de ciertos minerales en dicho ambiente diagenético. 2.3.4. ADSORCIÓN IÓNICA Es la capacidad de interacción de los iones de la superficie de minerales de arcillas con los iones del solvente. El grado de adsorción iónica es una función del radio, la carga, polarizabilidad y potencial normal (Eo) así como también de la naturaleza de los compuestos químicos formados en la interfase. A través de la adsorción iónica, los fluidos de poro son desprovistos o enriquecidos de muchos iones, pudiendo ocasionar o influir en los procesos diagenéticos (disolución, precipitación, reemplazo, etc.) debido a que puede alterar la química del fluido de poro. Los iones que generalmente están involucrados en esta condición son: Al+3, Ca+2, Na+, K+, Mg+2, Cu+2 y Zn+2. Los fenómenos de adsorción iónica tienen lugar en ciertas sustancias como coloides y minerales de arcillas (en especial las de carácter expansivo como el grupo de la esmectita), los cuales tienen una alta capacidad de fijar un elevado número de iones a su superficie (producto de su mayor área superficial relativo al volumen) por adsorción. 2.3.5. TEMPERATURA A través de diversos estudios realizados en núcleos de pozos perforados se ha obtenido que el gradiente geotérmico promedio en la corteza terrestre es de aproximadamente 25 –30°C/Km. El incremento de la temperatura (T) con la profundidad, es una consecuencia de la transferencia de energía térmica del interior de la Tierra a la superficie donde se disipa. La influencia de la temperatura en los procesos diagenéticos se debe a que: a.- Influye en el grado de solubilidad de los minerales, lo que controlará en parte procesos como la disolución y precipitación entre otros. b.- Contribuye con la deformación plástica de aquellos minerales rígidos (cuarzo, etc.). c.- Generalmente aceleran las reacciones o procesos diagenéticos de carácter químico.

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No se ha establecido el límite de temperatura entre el ambiente diagenético y el metamorfismo. Algunos autores los sitúan entre los 0° y 200°C (Blatt, 1979) y otros entre 10° y 300°C (Siever, 1979). El promedio del gradiente geotérmico puede variar dependiendo de la conductividad térmica de la roca; del flujo de calor regional; movimiento y contenido de aguas del subsuelo; ambiente tectónico donde se desarrolla la cuenca sedimentaria, espesor de la corteza, etc. Pudiéndose dar casos de gradientes geotérmicos muy bajos de hasta 5°C/Km en cratones estables y de hasta cerca de 90°C/Km en márgenes de placas convergentes. En general a mayor temperatura, la mayoría de los minerales son mas solubles, con excepción de la calcita cuyo grado de solubilidad disminuye. 2.3.6. PRESIÓN A medida que los sedimentos son soterrados las presiones que actúan en el subsuelo sobre que estos pueden ser de dos tipos: hidrostáticas (Ph, también llamada presión de poro) y litostáticas (PL) o producto de la carga sedimentaria, según Blatt (1979, 1982). La presión de poro o presión hidrostática, puede definirse como la presión ejercida dentro de los poros o intersticios por el fluido presente en ellos debido a la carga o peso de la columna de agua, en una unidad de área o capa. La presión litostática es la presión vertical que se ejerce en los sedimentos, la cual a su vez es mayor que la presión horizontal o confinante (Ph). La mayoría de los investigadores expresan la relación entre estos dos tipos de presiones: PL = 2.65 Ph Blatt, 1979 considera que los límites aproximados de presión en la mayoría de los procesos diagenéticos son 1-2000 Kg/cm2, equivalentes a profundidades de soterramiento entre 0 y 10 Km Sin embargo, las profundidades en las que una roca sedimentaria se transforma en metamórfica, variarán dependiendo de varios factores, entre ellos, la temperatura, composición, etc. 2.4. TIEMPO GEOLÓGICO El tiempo geológico se puede observar en los procesos diagenéticos de manera cualitativa. Por regla general, las rocas mas antiguas presentan efectos diagenéticos mayores bajo las mismas condiciones de presión (P) y temperatura (T) que las rocas mas jóvenes. El tiempo de duración de los procesos diagenéticos operando sobre los sedimentos, dependerá de la velocidad de subsidencia y movimientos tectónicos verticales (orogénesis). Los procesos diagenéticos pueden interrumpirse por:

!"Levantamiento y exposición de la roca !"Por soterramiento profundo del sedimento se alcance el metamorfismo.

El tiempo durante el cual tendrán lugar los cambios post-depositacionales variará dependiendo del ambiente tectónico y las condiciones del medio diagenético.


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2.5. RESUMEN El Eh como factor controlador, determinará los minerales presentes o no, dependiendo si el ambiente es + ó -, es decir, oxidante o reductor. El principal aporte de la adsorción iónica como controlador de la diagénesis es que altera la química del fluido de poro, y por lo tanto influye en los procesos de disolución, alteración y precipitación. La temperatura influye en la solubilidad, la deformación y las reacciones químicas de los minerales en los procesos diagenéticos. La presión contribuye igual que la temperatura, además de ser factor primordial en los procesos de compactación mecánica y físico-química. El tiempo geológico es el menos impactante ya que depende del ambiente tectónico donde se desarrollen los procesos diagenéticos, por esta razón sólo se tienen propiedades cualitativas de su efecto. En base a todos los estudios realizados por investigadores de las geociencias y tomando en cuenta la generalización de los datos, se tienen que:

Estos valores pueden variar localmente, sin embargo son universalmente aceptados.

3. PROCESOS DIAGENÉTICOS

Existen 7 procesos diagenéticos principales: PROCESO FÍSICO: Es el resultado de la presión principalmente y de los procesos de soterramiento. En este caso se tiene la: Compactación PROCESO FÍSICO-QUÍMICO: Es un proceso químico generado por un proceso físico, tal como la:

Presión-solución PROCESOS QUÍMICOS: Son el resultado de la acción del ph, Eh y adsorción iónica, dichos procesos son:

Cementación / Autigénesis / Precipitación Disolución Alteración Reemplazo Recristalización

Temperatura

Presión

Profundidad

Diagénesis Metamorfismo Observaciones

0-200 °C Gradiente geotérmico promedio en la corteza de la Tierra: 25-30 °C

>200 °C

1-2000 Kg/cm2 >2000 Kg/cm2

0-10 Km >10 Km 15 Km en los límites divergentes y 5 Km en los convergentes

Temperatura

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Diagénesis Metamorfismo Observaciones

0-200 °C Gradiente geotérmico promedio en la corteza de la Tierra: 25-30 °C

>200 °C

1-2000 Kg/cm2 >2000 Kg/cm2

0-10 Km >10 Km 15 Km en los límites divergentes y 5 Km en los convergentes

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OTROS PROCESOS: Son procesos contemporáneos con la sedimentación que afectan la calidad del yacimiento, antes que la compactación y cementación se inicie. Entre ellos se encuentran:

Bioturbación Formación de Suelos Deformaciones

3.1. PROCESO FÍSICO 3.1.1. PROCESO DE COMPACTACIÓN La compactación es producto del aumento de presión o carga sedimentaria al incrementarse la profundidad de soterramiento y generalmente se expresa como una disminución del volumen del sedimento, debido a la disminución de su porosidad original, expulsión del fluido intersticial, empaquetamiento mas apretado y por deformación y fracturamiento de los mismos. Una arena depositada por cualquiera de los agentes de transporte (agua o viento), tiene por lo general, una porosidad aproximada de 35 a 45% y permeabilidades en el orden de varios darcys. Según estimaciones realizadas por Blatt, 1979, la disminución de la porosidad por compactación está en el rango de 15 a 25% y la permeabilidad puede llegar a valores de 100 md. Otros autores mencionan que la pérdida de porosidad es de 10%. �

Con los valores obtenidos de porosidad (φ) en los análisis convencionales realizados a muestras de núcleos o ripios, no se tiene idea real de la porosidad perdida en las muestras. Para estimar esta porosidad (φ) se utiliza la siguiente fórmula: φφφφ Perdida por Compactación= φφφφ Inicial – (φφφφ Presente+ % Cemento) Donde la porosidad inicial es asumida arbitrariamente partiendo que para arenas limpias de ambientes de playas, dunas y barras, dicha porosidad es un valor aproximado de 45%. La porosidad presente es la determinada por análisis convencionales o conteo de puntos de cada sección fina y el % de cemento es obtenido por conteo de puntos. El grado de compactación depende de varios parámetros, entre los cuales, los mas importantes son las características texturales, la composición mineralógica, profundidad de soterramiento y tiempo geológico. Características texturales Tamaño de las Partículas: Los sedimentos mas finos serán mas rápidamente comprimidos que los sedimentos de mayor tamaño especialmente en los primeros estados de soterramiento (profundidades < 500 m). Escogimiento y grado de redondez: Arenas bien escogidas, mayor porosidad, esta relación se mantiene durante las primeras etapas de compactación y soterramiento. Partículas angulares tienen mayor porosidad inicial, pero son mas propensas a los mayores efectos de la compactación, por fracturamiento o trituración de bordes.


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Madurez Textural: La ausencia de material fino o no, proporcionará mas resistencia a la compresión, por lo tanto las arenas inmaduras presentan mayor grado de compactación que las arenas maduras, a las mismas condiciones de profundidad y presión. �

Composición Mineralógica La proporción de partículas dúctiles incide directamente en la mayor o menor influencia de la compactación y en la pérdida de porosidad por formación de pseudomatriz / matriz diagenética. Profundidad de Soterramiento Taylor (1950) a través de un estudio realizado en las arenas de Wyoming, determinó que a medida que aumenta la profundidad de soterramiento de sedimentos poco o nada cementados, se incrementa los efectos de compactación ya que dichos sedimentos tienden a reorganizarse y a adquirir un empaquetamiento mucho mas apretado, evidenciado por el aumento en el número y tipo de contactos entre ellos. Efectos del Tiempo Geológico Arenas con las mismas características texturales y mineralógicas, presentan mayores porosidades y menor grado de compactación en secciones estratigráficas mas jóvenes que aquellas de edades mas antiguas a la misma profundidad de soterramiento. 3.1.1.1. Tipos de Contactos� Uno de los indicadores petrográficos mas importantes de la compactación son los contactos entre granos. Los tipos de contactos mas utilizados se muestran en la Figura III.3. La pérdida de la porosidad original se observa en los diferentes tipos de contactos que puede presentar la muestra: Cuando los granos no presentan ningún tipo de contactos entre ellos, se denomina contacto “flotante”, también se puede indicar si lo que rodea a los granos es matriz o cemento, llamando al contacto como grano-matriz o grano-cemento, respectivamente. Contactos tangenciales ocurren cuando los contactos en los granos son puntuales, este tipo de contacto y el grano-flotante son el resultado del empaquetamiento original. Los contactos longitudinales son producto del empaquetamiento original, siempre y cuando los minerales involucrados tengan terminaciones rectas o producto del aumento de presión de soterramiento. Estos contactos longitudinales que son producto del aumento de presión de soterramiento pueden suceder de tres maneras:

!"Cuando los granos rotan y se ajustan entre sí como respuesta a la compactación. Esto suele ocurrir en etapas tempranas de consolidación.

!"Cuando comienza el “flujo sólido” !"Cuando por efectos de presión-solución se desarrollan contactos longitudinales entre

granos o partículas rígidas como una etapa en el proceso de evolución de los contactos desde tipo tangencial a suturado.

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Es importante señalar que cuando la roca presenta precipitación de minerales (sobrecrecimientos de cuarzo o feldespato) se pueden tener contactos longitudinales aparentes. Esta observación se debe tener pendiente al determinar la secuencia paragenética, para no crear falsos argumentos en la misma. Contactos cóncavo-convexos son los que aparecen como una línea curva entre los granos indicando penetración y deformación de partículas rígidas sobre granos dúctiles. Contactos suturados son los que aparecen como una línea ondulada, dentada o aserrada en el contacto entre dos granos.

FIGURA III.3. TIPOS DE CONTACTOS En el mismo estudio de Taylor (1950), determinó que el comportamiento de los contactos no es lineal con el aumento de la profundidad, tal como se verá en la Figura III.4.

FIGURA III.4. TENDENCIA DE COMPORTAMIENTO DE CONTACTOS (TAYLOR, 1950)


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La composición de los sedimentos juega un papel muy importante en el comportamiento físico de los sedimentos durante la compactación. En las areniscas, la madurez textural y mineralógica es importante, así se tiene que areniscas maduras tienden a perder la porosidad mas lentamente que las inmaduras. �

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FIGURA III.5. GRÁFICA POROSIDAD VS. PROFUNDIDAD CON TIPO DE ARENISCAS Los principales cambios que ocurren debido a la compactación son:

!"Disminución de las porosidades y permeabilidad primarias. !"Pérdida o expulsión del fluido de poro. !"Empaquetamiento mas apretado !"Deformación, fracturamiento y trituramiento de las partículas dúctiles

La Figura III.6. muestra los principales parámetros propensos a presentar mayor grado de compactación.

FIGURA III.6. PARÁMETROS VS. MAYOR GRADO DE COMPACTACIÓN

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3.1.1.2. Importancia Dependiendo del tipo y cantidad de contactos presentes en la muestra se puede estimar el rango de profundidad en que se desarrollaron los procesos diagenéticos que afectaron el yacimiento. 3.1.1.3. Impacto en la Calidad del Yacimiento El impacto sobre la calidad del yacimiento es negativo, ya que influye en la disminución de la porosidad y permeabilidad, además de que esta porosidad y permeabilidad perdida, no se puede regenerar.

FIGURA III.7. CONTACTOS ENTRE GRANOS Se observa una fotomicrografía con mayoría de contactos longitudinales, así como, algunos tangenciales, cóncavo-convexos y suturados.

3.2. PROCESO FÍSICO-QUÍMICO 3.2.1. PROCESO DE PRESIÓN-SOLUCIÓN Es la disolución de los minerales debido al aumento de la presión de soterramiento y ocurre en los puntos de contactos. Bajo altas presiones de soterramiento, la presión-solución se puede encontrar cuando los contactos entre granos son cóncavo-convexo, suturados y estilolíticos. La estilolita (Figura III.8.) se observan al microscopio como una capa delgada que forma superficies onduladas o crenuladas donde los granos suturados son visualizados mejor con luz polarizada. La misma está compuesta de material insoluble (frecuentemente materia orgánica, arcilla y minerales pesados) que comienza a concentrarse a lo largo de los bordes en la zona de disolución de la roca. Las estilolitas son mas comunes en los carbonatos que en las rocas clásticas. El proceso de presión-solución es común a grandes profundidades de soterramiento, es decir, en estados diagenéticos avanzados y es considerado de gran importancia como proceso modificador de las características originales de las areniscas.


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Ocasiona disminución en la porosidad y permeabilidad después que la compactación mecánica sobrepasa el límite del fracturamiento de las partículas dúctiles, ya que debido a la disolución de los granos en los puntos de contactos resulta una disminución del espacio poroso por la interpenetración de los mismos. �

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FIGURA III.8. ESQUEMA PROCESO DE PRESIÓN-SOLUCIÓN

Producto de diferentes investigaciones llevadas a cabo por varios autores, se puede determinar que los principales factores que controlan la presión-solución son:

!"Tamaño y Morfología de las Partículas !"Grado de Solubilidad !"Contenido de Arcilla !"Profundidad de Soterramiento !" Temperatura

3.2.1.1. Factores Controladores Tamaño y Morfología de las partículas Se ha demostrado que existe una relación lineal entre el tamaño de grano y el volumen de cuarzo disuelto. Bajo las mismas condiciones de temperatura, a medida que el tamaño de grano disminuye, el volumen de cuarzo disuelto por presión-solución aumenta con respecto a las areniscas de granos mas grueso. En cuanto a la morfología se tiene que mientras las partículas sean mas angulares, mayor será el efecto de presión-solución. Grado de Solubilidad Cuando dos o mas partículas, de diferente solubilidad entran en el proceso de presión-solución, el grano mas soluble será penetrado por el menos soluble, formando inicialmente un contacto cóncavo-convexo. Contenido de Arcilla La presencia de arcilla es muy importante, así como también el tipo de arcilla presente. Por ejemplo, la ilita, influye mejor en el desarrollo del proceso de presión-solución entre los granos de cuarzo.

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El mecanismo propuesto por Thompson, 1959, para el proceso de presión-solución asociado al contenido de arcilla es que se requiere la presencia de minerales de arcilla tipo ilita, las cuales por efecto de degradación pierden K+ de su estructura cristalina, la que al reaccionar con el CO2 disuelto en el agua connata (meteórica) forma K2CO3 que trae como consecuencia un aumento del pH de la solución. Con el alto pH y el incremento de la presión, producto del aumento de la profundidad de soterramiento, los granos de cuarzo pueden ser disueltos mas fácilmente en los puntos de contactos en las regiones de mayor contenido de arcillas (mayor pH), pudiendo migrar la solución en forma de silicato de K hacia regiones de menor pH y menor presión, donde podría precipitar como sobrecrecimientos de cuarzo o relleno de poro. Profundidades de Soterramiento A medida que aumenta la profundidad, se incrementan los tipos y la cantidad de contactos de granos debido al aumento de la presión litostática, tal como se mostró en los tipos de contactos durante el proceso de compactación mecánica. Temperatura Según Houseknecht, 1984, el volumen de cuarzo disuelto por presión-solución es mayor en areniscas de mayor madurez térmica (mayor T). Para Pittman, 1979, la velocidad de reducción de la porosidad por efectos de la presión-solución, depende de la solubilidad del cuarzo, que está determinada a su vez por la presión de poro y la temperatura. 3.2.1.2. Importancia La presencia del proceso de presión-solución indica diagénesis profunda. Ante la presencia de minerales de arcilla, se explica la presencia de iones que posteriormente se precipitarán en las zonas vecinas y que son producto de las reacciones químicas entre las arcillas y los granos que se disuelven por la presión y los cambios en el pH. 3.2.1.3. Impacto en la Calidad del Yacimiento El impacto sobre la calidad del yacimiento es negativo, ya que influye en la disminución de la porosidad y permeabilidad, por compactación físico-química y facilita los iones para precipitaciones de minerales. 3.3. PROCESOS QUÍMICOS Los procesos diagenéticos químicos (y bioquímicos) se llevan a cabo cuando los fluidos pasan a través de los poros de la roca. Los minerales pueden reaccionar con el fluido de poro de diferentes maneras, algunas veces se disuelven y se adicionan iones a los fluidos; otras veces pueden precipitar nuevos minerales en los poros formando cementos o minerales autigénicos. Los principales procesos químicos son: Proceso de Cementación/Precipitación/Autigénesis: Es la precipitación de un mineral que cementa la roca; estos cementos precipitan en poros primarios o secundarios. Se incluyen los minerales precipitados (autigénicos) aunque no cumplan con el proceso de litificación �

Proceso de Disolución: Un mineral se disuelve creando porosidad secundaria.


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Proceso de Alteración: Cambio en un mineral que está alterando, puede o no perder la estructura interna. Este proceso es conocido como disolución incongruente según Pettijohn et.al., 1973; Blatt et.al., 1980. Proceso de Reemplazo: Un mineral es disuelto y otro crece a expensas y en lugar del primero. Este proceso diagenético es conocido también como disolución congruente (Pettijohn et.al., 1973; Blatt et.al., 1980). Muchas veces, el nuevo mineral imita la forma y morfología del mineral original reemplazado. Proceso de Recristalización: La estructura cristalina cambia, pero la mineralogía permanece igual. El ejemplo mas común de recristalización es de aragonita a calcita. 3.3.1. PROCESO DE CEMENTACIÓN/PRECIPITACIÓN/AUTIGÉNESIS La cementación es el proceso en el cual precipitados químicos (en forma de nuevos cristales) se forman como sobrecrecimientos en continuidad óptica, envoltorios o sobrecrecimientos sin continuidad óptica y como relleno de poros. Algunos geocientistas utilizan el término cementación sólo para aquellos precipitados que litifican la roca; pero también se puede encontrar que se llama cemento a las arcillas autigénicas, las cuales no son comúnmente factores litificadores de roca. En este curso se seguirá la tendencia general que es tomar cementación, autigénesis y precipitación como sinónimos. La autigénesis es la generación de un mineral nuevo, lo cual engloba tanto la cementación (todo cemento es autigénico y es un precipitado), como la recristalización, el reemplazo y la alteración. Como se puede observar es un concepto que se sobrepone a varios procesos diagenéticos. La cementación es una precipitación que tiene lugar debido a la sobresaturación de soluciones contenidas en los poros, dando como resultado la formación de materiales de diversa composición química. Algunos cementos comunes son el cuarzo y la calcita, siendo además estos minerales los que tienen mayor importancia desde el punto de vista volumétrico. La fuente principal de estas sustancias puede proceder de la misma roca o puede ser infiltrada de rocas o lugares adyacentes. Existen mas de 20 tipos de cementos, que incluyen minerales autigénicos (Tabla III.1). �

TABLA III.1. MINERALES CEMENTANTES Y/O AUTIGÉNICOS

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A continuación, se presentarán las características de los principales cementos / precipitados: Cementos silíceos Cementos carbonáticos Arcillas Autigénicas Hematita y otros minerales de hierro Feldespatos Yeso-Anhidritas Zeolitas. Los principales factores que influyen en el proceso de cementación / precipitación son: las características del ambiente depositacional, la composición mineralógica y otros factores, tales como aumento de la temperatura, presión y cambios en el pH. 3.3.1.1. Importancia La cementación, en especial, convierte la arena original en arenisca con cierto grado de consolidación o endurecimiento. Los procesos de cementación / precipitación, en general, tienen mayor importancia en etapas de soterramiento intermedios a profundos. 3.3.1.2. Impacto en la Calidad del Yacimiento Cualquiera que sea el tipo de cemento o mineral autigénico, este proceso producirá reducción de la porosidad por relleno de los espacios porosos entre los granos, por lo tanto impacta negativamente. 3.3.1.3. Cementación Silícea La sílice comúnmente cementa las arenas para formar areniscas. El porcentaje de ocupación de los cementos silíceos se ha estimado en 1/3 de la porosidad de la roca. La forma mas común es por sobrecrecimientos de cuarzo. Este cemento de cuarzo normalmente precipita utilizando el mismo eje cristalográfico del grano original de cuarzo, sin embargo presenta extinción continua bajo el microscopio polarizante. Otras formas de precipitación de sílice es como ópalo (amorfo), calcedonia y cristobalita (fibrosa) y cuarzo microcristalino. En el caso de la calcedonia y la cristobalita hay que recurrir al análisis de difracción de Rayos X para diferenciarlas. El límite entre el grano detrítico y el sobrecrecimiento de cuarzo es visible cuando el borde del grano detrítico presenta sustancias de carácter petrográfico distinto al cuarzo. En caso que no sea visible, se recomienda la utilización del análisis de catodoluminiscencia. Las diferentes luminiscencias entre los granos detríticos y los sobrecrecimientos de cuarzo se deben, probablemente a las diferentes temperaturas de formación, >300°C y <150°C, respectivamente. La presencia de cemento silíceo está asociada al tipo de areniscas, cuarzoarenitas específicamente. Por su naturaleza, estas areniscas son típicas de cratones y márgenes divergentes y de ambientes de alta energía, tales como playas, barras, marinas, dunas desérticas y barras fluviales, entre otros.


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Dos factores a tomar en cuenta para la presencia de cemento silíceo son la solubilidad y el origen de la sílice. La solubilidad de la sílice en los fluidos se incrementa con el aumento del pH (por encima de 9), temperatura y presión. Al ocurrir un cambio abrupto en alguno de estos controladores, la sílice precipitará. En cuanto al origen de la sílice también ha presentado una interrogante, ya que en algunos casos el cemento silíceo en las areniscas ha sido abundante (cerca del 40%, Blatt et. al. 1980). En principio se asociaba dicha abundancia a los procesos de presión-solución, información determinada en los trabajos realizados por Siever (1962), Pettijohn et. al. (1973), Blatt et. al. (1980) referidos en Diagénesis de arenisca (2000). En los procesos de presión-solución, las fuentes de sílice son las partículas en los puntos de contacto producto del aumento de la presión de soterramiento con la consecuente precipitación de la sílice disuelta en las zonas o poros de menor presión. Sin embargo, otros estudios y aplicación de nuevas técnicas demostraron que se tienen varias fuentes potenciales:

!"Alteración de silicatos y otros minerales inestables (feldespatos y fragmentos de roca). !"Disolución de silicatos o partículas silíceas. !"Introducción de sílice disuelta en el agua de poro que proviene de alteración, disolución

y expulsión de fluido intersticial de rocas adyacentes, especialmente de sedimentos finos o lutitas que estén intercaladas con las areniscas.

!"Alteración de vidrio volcánico a minerales de arcilla y zeolitas. !"Alteración de minerales de arcillas. !"Reemplazo de granos de cuarzo por calcita u otros minerales. !"Aguas sobresaturadas en sílice que mantengan una circulación continua.

A B

FIGURA III.9. DIFERENTES TIPOS DE CEMENTACIÓN SILÍCEA (A) Sobrecrecimiento de cuarzo bien desarrollado, caras euhedrales. (B) Cuarzo microcristalino rellenando poros. 3.3.1.4. Cementación Carbonática La calcita es también uno de los cementos mas comunes en las areniscas, con un rango de formas cristalinas incluyendo mosaicos de espato tipo drusa (donde los cristales crecen hacia el centro de los poros) y como cristales poikilotópicos donde los cristales son sencillos y grandes que encierran muchos granos. El cemento de calcita puede encontrarse en proporciones que oscilan desde trazas hasta 37% de la porosidad post-compactación.

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Los factores químicos que causan la cementación por calcita son: aumento del pH, pérdida de CO2, incremento de temperatura. Además de la calcita, también se pueden encontrar calcita ferrosa, dolomita, dolomita ferrosa (ankerita), siderita y aragonito. Estos minerales se presentan como precipitados uniformes o en forma de parches. La tendencia es tener cementos carbonáticos en las rocas mas jóvenes y cementos silíceos en las mas antiguas, probablemente debido a la capacidad de preservación. También existe una tendencia en la calcita a transformarse, a medida que se profundiza el soterramiento y aumenta el tiempo geológico, como puede verse a continuación:

Calcita baja en Mg----! Calcita Ferromagnesiana---!Dolomita

Con respecto a la cementación con dolomita, ésta varía desde rombos que rellenan poros a mosaicos grandes anhedrales y grandes cristales poikilotópicos. Sí la dolomita es rica en hierro y se denomina ankerita. En cuanto al cemento de siderita (carbonato de hierro; FeCO2) se puede presentar como una variedad de cristales muy finos, equigranulares y de pocas micras de diámetro y como grandes cristales hasta de varios milímetros semejantes a la calcita o como esferulitas. Las probables fuentes de calcio para la precipitación de calcita propuestas son:

!"Las conchas y fragmentos fósiles que se disuelven en las aguas de poros; Pettijohn et.al., 1973.

!"El proceso de presión solución es de gran importancia como fuente de Ca2+ y CO32-;

Dunnington, 1967. !"La actividad microbiana cercana a la superficie y la maduración térmica durante el

soterramiento profundo; Blatt, 1976. !"La cloritización y la ilitización de la esmectita; Kaiser, 1984.

A B

FIGURA III.10 CEMENTACIÓN CARBONÁTICA: CALCITA Y DOLOMITA (A) Pequeños parches de cemento de calcita poikilotópica en arenisca. La uniformidad del maclado indica que se trata de un solo cristal. (B) Calcita y dolomita autigénica. La calcita ha sido teñida con Rojo Alizarín, lo cual es de mucha ayuda, ya que permite diferenciar estos dos tipos de cementos.


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A B

FIGURA III.11. CEMENTACIÓN CARBONÁTICA: SIDERITA

(A) Siderita como cemento de arenisca, como finos agregados cristalinos en forma de rombos achatados. (B) Siderita propia de diagénesis temprana en una cuarzoarenita. Los cristales pequeños se alinean alrededor de los granos de cuarzo. La porosidad es mostrada en azul. Obsérvese el alto relieve de los cristales marrones.

3.3.1.5. Arcillas Autigénicas Según Blatt, 1979, la fuente de los cationes requeridos es la disolución de feldespatos potásicos y muscovita para el K+, plagioclasas para el Na+, cualquier detrito alumino-silicato para la sílice y la alúmina y minerales ferromagnesianos para el Fe2+, Fe3+ y Mg2+, o la introducción de fluidos cargados con ellos. Por el impacto que tienen tanto las arcillas detríticas (alogénicas) como las arcillas autigénicas en la calidad del yacimiento y en la determinación de los ambientes de sedimentación, es sumamente importante distinguirlas. Como se mencionó anteriormente, la forma mas práctica de identificarlas es integrar el análisis de microscopio electrónico de barrido (SEM) y el análisis de difracción de Rayos X al análisis de sección fina. En el Anexo III.1 y la Figura III.12., se mostrarán dos modos de ocurrencia de las arcillas alogénicas y autigénicas, respectivamente, cuya aplicación que puede ayudar en la identificación de las mismas. Las arcillas alogénicas (Anexo III.1) presentan dos tipos: sindepositacionales (azul) y las introducidas (rojo). Las sindepositacionales son las arcillas que se sedimentan en el momento de la depositación y las introducidas son posteriores a la depositación pero muy corto tiempo después. Las arcillas autigénicas pueden formarse como producto de precipitación directa de las aguas o a través de reacciones entre materiales precursores y el agua de poro; los principales modos de ocurrencia (Figura III.12.) son: DELINEANDO POROS: Son arcillas precipitadas sobre la superficie de los granos detríticos, excepto en los puntos de contactos entre dichas partículas. La orientación individual de los minerales de arcillas es normal (aros) o paralela (envoltorios). RELLENANDO POROS: Son arcillas que rellenan y obstruyen los poros intersticiales en forma de agregados, no exhiben una orientación relativa a la superficie de los granos detríticos.

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REEMPLAZO: Son arcillas que han reemplazado parcial o totalmente los granos detríticos y preserva la textura del grano reemplazado. RELLENO DE FRACTURA Y CAVIDADES: Rara vez ocurre pero pueden encontrarse mezcladas con otros granos detríticos.

FIGURA III.12. MODOS DE OCURRENCIA DE ARCILLAS AUTIGÉNICAS Cada una de los tipos de arcillas autigénicas tienen modos de ocurrencia, características ópticas y ambientes propicios para su precipitación. 3.3.1.5.1. Precipitación de la Esmectita El grupo de la esmectita incluye las siguientes especies mineralógicas: esmectita (montmorilonita), nontronita, saponita, hectorita, beidelita, estevensita y vermiculita. La esmectita [Al4 (Si4O10)2(OH)4.nH2O] es la arcilla mas común de este grupo. La sustitución del Al3+ por el Fe2+, Mg2+ o Zn2+ puede ocurrir y para balancear la carga negativa que se genera, se utilizan otros cationes como Na+, K+ y Ca2+, dando lugar a la formación de las especies mineralógicas de este grupo. La estructura de la esmectita de 2:1, con dos capas de tetraedros unidos por una capa de octaedros, se muestra en la Figura III.13.

FIGURA III.13. DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA ESMECTITA DE ACUERDO A HOFTMANN ET. AL. (1933) Y HENDRICKS (1942).


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Estos minerales tienden a precipitar como envoltorios o bordeando el espacio de poro, como granos individuales con estructura de hojuelas de maíz (corn flakes). Es la mas difícil de reconocer en sección fina, sino imposible, pero existe un teñido que se utiliza para identificarlas. Dicho teñido no afecta a las otras arcillas y se trata de una solución acuosa de hidrocloruro de benzidina que les da un color amarillo profundo. Cuando se aprecian sus características ópticas, estas son: blancos a amarillos rojizos de primer orden. Suele encontrarse tanto en sedimentos y rocas de origen marino o no marinos, pero son especialmente abundantes en sedimentos volcanoclásticos y en bentonitas. A B

FIGURA III.14 ARCILLA AUTIGÉNICA - ESMECTITA (A) Esmectita radial y fibrosa recubriendo granos. Esta arcilla autigénica ha destruido algo de la porosidad pero también ha inhibido los sobrecrecimientos de cuarzo. (B) La misma foto (A) pero en nicoles cruzados. Nótese la alta birrefringencia de la película de arcilla autigénica que recubre los granos. El análisis de difracción de Rayos X muestra que la esmectita es el componente mayoritario de la fracción arcilla. 3.3.1.5.2. Precipitación de la Caolinita Este grupo de minerales, cuya fórmula es [Al2Si2O5(OH)4], incluye variedades polimórficas, tales como la caolinita, dickita, nacrita, endelita y haloisita. Su estructura cristalina es de dos láminas una de tetraedros y otra de octaedros 1:1. (Figura III.15.)

FIGURA III.15 DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA CAOLINITA

DESPUÉS DE GRUNER (1932). TOMADO DE GRIM (1962).

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En el inicio del proceso de diagénesis, la caolinita existe como una estructura desordenada que se va ordenando con el soterramiento. Pasa a dickita (polimorfo mas estable), con una etapa intermedia donde se encuentran proporciones variadas de caolinita y dickita. Estos minerales de arcillas son muy comunes en las areniscas y tienden a precipitar como agregados intergranulares microcristalinos de tamaño variable. Estos agregados están compuestos de cristales o “libritos” pseudohexagonales de caolinita. En el microscopio óptico se muestran de color blanco en nicoles paralelos y grises en nicoles cruzados. Están ampliamente distribuidos tanto en areniscas de origen marino o no marinos y rocas tanto profundas como someras. A B

FIGURA III.16 ARCILLA AUTIGÉNICA - CAOLINITA

(A) Caolinita-dickita vermicular rellenando espacios porosos (azul) en arenisca. La disposición de las vermículas formando “puentes” entre los granos reduce la permeabilidad. (B) Fotomicrografía (A) en nicoles cruzados, se puede observar los colores distintivos de la caolinita bajo el microscopio óptico. 3.3.1.5.3. Precipitación de la Ilita La ilita es un grupo de minerales de arcillas con una estructura cristalina similar a la esmectita (Figura III.17.), con una fórmula general (H3O,K)y(Al4.Fe4.Mg4.Mg6)(Si8-yAly)O20(OH)4, según el Glosario de Geología (1974) donde “y” es menor a 2 y frecuentemente igual a 1-1.5.

FIGURA III.17. DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA ILITA DESPUÉS DE JACKSON Y WEST (1930)


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Estos minerales se presentan en sección fina como agregados cristalinos alargados o como parches y/o envoltorios fibrosos, crecen perpendiculares a las paredes de los granos detríticos. Los colores de interferencia son altos de amarillo a rojo de primer orden y apariencia fibrosa. Para la formación de ilita se requieren fluidos de poros alcalinos y cantidades apreciables de K, Si y Al.

A B FIGURA III.18. ARCILLA AUTIGÉNICA - ILITA

(A) Fotomicrografía muestra el hábito mas común de la ilita que es fibras muy finas, como hilos. (B) Ilita como envoltorios de granos detríticos, con disposición perpendicular a la superficie de dichos granos. 3.3.1.5.4. Precipitación de la Clorita El grupo clorita es un grupo mineralógico que tiene una estructura cristalina parecida al de la esmectita e ilita pero contiene una capa de brucita (Mg-OH) octaédrica intermedia. La fórmula general es: (Mg, Fe+2, Fe+3)6 AlSi3O10 (OH)8 Se reconocen cuatro tipos de politipos, siendo el más común el IIb (B=97°) que ocurre en rocas ígneas, metamórficas y en yacimientos minerales de alta temperatura. Los otros tres politipos son Ia, Ib (B=97°) y Ib (B=90°), los cuales pueden ocurrir en temperaturas bajas. La clorita IIb puede alterarse por meteorización a Ia.

FIGURA III.19. DIAGRAMA ESQUEMÁTICO DE LA ESTRUCTURA DE LA CLORITA, DESPUÉS DE Mc MURCHY (1934). TOMADO DE GRIM (1962).

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La clorita tiende a precipitar como envoltorio de granos compuestos por cristalitos fibrosos que crecen hacia fuera perpendicularmente desde la superficie de los granos y delineando las paredes de los poros, pudiendo en algunos casos rellenar totalmente el espacio poroso, obstruyendo la permeabilidad. Presenta además formas como: rosetas, panal de miel (honey comb) y formas de repollo. En sección fina, los colores de interferencia varían desde verde pálido a verde-azulado fuerte. Suelen ser abundantes en las rocas con grandes cantidades de detritos volcánicos y minerales ricos en hierro. A B

FIGURA III-20 ARCILLA AUTIGÉNICA - CLORITA (A) Cemento de clorita, con luz polarizada, se observa el desarrollo radial de la corteza de clorita. (B) En esta fotomicrografía se muestra la morfología tipo roseta. Esta morfología puede delinear poros o rellenarlos. 3.3.1.6. Otros Cementos 3.3.1.6.1. Precipitación de la Glauconita El proceso de precipitación de glauconita es un proceso común en las rocas carbonáticas, sin embargo también está presente en las rocas clásticas. En las areniscas, el proceso diagenético de la glauconita comienza con la pérdida de iones Fe+2, Fe3+ y enriquecimiento de K+, los minerales resultantes son sílice autigénica y minerales de arcilla como muscovita e ilita. También se pueden producir óxidos de hierro. El resultado final es una roca con alteración de la composición original de la roca. Las condiciones para la ocurrencia de la glauconita son: La presencia de porosidad interpartícula, matriz argilácea y granos carbonáticos, condiciones de alcalinidad y ambiente ligeramente reductor. 3.3.1.6.2. Precipitación de Hematita-Goetita Los óxidos de hierro, principalmente hematita y goetita (óxido de hierro hidratado) tiñen muchos sedimentos de rojo o naranja. Estas rocas sedimentarias son las llamadas “areniscas de capas rojas”.


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La mayoría de los óxidos precipitan como cristales diminutos sobre la superficie de los granos o pueden rellenar poros, cementando la roca. Esta precipitación ocurre principalmente, donde el hierro es movilizado bajo condiciones reductoras comenzando a oxidar aguas alcalinas. El Fe2+ es provisto por minerales accesorios con alto contenido de óxido de hierro, como por ejemplo, la hornblenda (15%), clorita (21%), biotita (22%), ilmenita (48%) y magnetita (95%). Sobre las consideraciones de su formación, Blatt (1982), menciona que la química del hierro en el ambiente sedimentario es muy compleja debido a que pueden ocurrir en dos estados de oxidación y el cambio de un estado de oxidación por otro va a depender de los cambios en el Eh y pH del ambiente. 3.3.1.6.3. Precipitación de la Pirita Según Tucker (1981) la precipitación de los minerales ferrosos de pirita (FeS2), siderita (FeCO3) y magnetita (Fe3O4), es estable bajo condiciones de Eh negativo (ambiente reductor), otros factores adicionales controlan su formación, tales como la concentración efectiva del ion carbonato y actividad del ion sulfuro. La pirita se forma cuando la actividad del sulfuro es alta, la siderita se forma cuando dicha actividad es baja y la actividad del carbonato es alta. Aunque la mayoría de los ambientes superficiales son oxidantes, estos minerales suelen ser precipitados dentro de los sedimentos durante la diagénesis temprana, donde se pueden desarrollar condiciones reductoras a través de la descomposición bacterial de la materia orgánica. La fuente de Fe2+ es producto de la alteración de los minerales de arcillas y óxidos férricos en ambientes reductores. La fuente de sulfuro puede venir de la reducción bacterial del sulfato. La pirita en las areniscas se suele presentar como pequeños cristales cúbicos diseminados o racimos de pequeños cristales euhédricos que muchas veces tienden a reemplazar materiales sedimentarios preexistentes. A B

FIGURA III.21. OTROS CEMENTOS – PIRITA

(A) Cristales de pirita autigénica, cristales cúbicos u octaedros, formados en condiciones reductoras. (B) Una vista similar a la fotomicrografía A, donde se muestra como el color típico de la pirita con luz reflejada, amarillo metálico. Los cristales cúbicos son indicio de su origen autigénico.

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3.3.1.6.4. Precipitación del Feldespato Los cementos de feldespato y plagioclasa, son otros de los minerales cementantes de las areniscas, aunque no son muy comunes. Estos cementos ocurren en forma de sobrecrecimiento, tanto en los feldespatos como en las plagioclasas detríticas, teniendo comúnmente continuidad óptica con dichos minerales, incluyendo su maclado. Las condiciones químicas para su formación son una alta y suficiente concentración de sílice disuelta y una alta relación de la cantidad de Na+/H+ o K+/H+, bien que se trate de plagioclasa sódica (albita) o feldespato potásico, el cual puede ocurrir sobre granos detríticos de ortosa, microclino o sanidina. 3.3.1.6.5. Precipitación de la Yeso-Anhidrita La ocurrencia del yeso y/o la anhidrita como cemento está relacionada a condiciones de alta evaporación durante el tiempo de sedimentación o al movimiento de agua hipersalina en los poros. El sulfato de calcio (CaSO4) en el sedimento, se encuentra como anhidrita y si es éste es posteriormente levantado por orogénesis, la anhidrita es invariablemente convertida a yeso (secundario). Alta salinidad, temperatura y presión favorecen la formación de anhidrita. Generalmente la forma de precipitar del yeso y la anhidrita es formando grandes cristales que generalmente crecen paralelos a los planos de estratificación y lo cual es indicativo de migración de soluciones paralelas a dichos planos, aunque también se pueden presentar rellenando poros. No están restringidos a ambientes evaporíticos, ya que también se pueden encontrar en areniscas marino-fluviales, siempre y cuando se cumplan ciertos regímenes de evaporación. A B

FIGURA III.22. CEMENTOS: SOBRECRECIMIENTO DE FELDESPATOS Y YESO-ANHIDRITA

��Sobrecrecimientos de feldespatos, los cuales están parcialmente alterados, el mineral autigénico no presenta inclusiones. (B) Arenisca cementada por anhidrita, ésta es característica por los colores de tercer orden en nicoles cruzados y apariencia moteada.


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3.3.1.6.6. Precipitación de Zeolitas Los minerales de zeolitas pueden ser cementos importantes dentro de las arenisca volcanoclásticas. Suelen ocurrir delineando poros o como relleno de poro. Los tipos mas comunes son la analcima, clinoptilolita, estilbita y chabazita. Se forman por interacción de soluciones acuosas alcalinas y detritos volcánicos inestables, en necesario un pH alcalino y una alta actividad de la sílice. 3.3.2. PROCESO DE DISOLUCIÓN El proceso de disolución es uno de los procesos diagenéticos mas importantes, ya que genera poros secundarios a partir de la disolución de los minerales que conforman el esqueleto de la roca (framework grains), los cementos y/o los minerales autigénicos. La disolución es principalmente generada cuando un fluido pasa a través del sedimento y los constituyentes inestables se disuelven y son transportados lejos o precipitados en los poros cercanos donde las condiciones sean diferentes al sitio de disolución. Otra manera de que se genere disolución es a través de la presión-solución, ya que éste es un proceso que ocurre cuando la presión es concentrada en un punto de contacto entre dos granos en el sedimento. Esto causa solución y subsiguiente migración de iones o moléculas lejos del puntos de contacto, hacia un área de mas baja presión donde la fase disuelta pueda precipitar. �

Por lo tanto, el proceso de disolución es importante, tanto por generar porosidades secundarias así como por contribuir con los iones, productos de la disolución, que pueden posteriormente precipitar y generar minerales autigénicos. También es importante notar que como la disolución actúa sobre cualquier material, puede ocurrir a lo largo del tiempo geológico que dure la diagénesis. En este capítulo nos centraremos en la porosidad, cómo se genera, cómo se reconoce y cómo influye en la calidad del yacimiento. La porosidad es una medida de la cantidad de espacios vacíos que tiene una roca y dependiendo de la interconexión entre ellos, se tiene porosidad absoluta y porosidad efectiva. De éstas, la mas importante es la porosidad efectiva ya que esta directamente relacionada con los poros interconectados de la roca. La porosidad se clasifica en: Primaria: Originada durante la depositación de los sedimentos Secundaria: Originada por procesos posteriores a la depositación Diversos autores reconocen que la porosidad secundaria puede ser:

!"Por fracturamiento (por efecto de compactación o de origen tectónico). (Figura III.23A)

!"Por encogimiento. (Figura III.23B) !"Por disolución.

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El proceso de disolución es sin duda el que mas impacto causa sobre la generación de poros secundarios, además es el proceso mas común. A B

FIGURA III.23. DISOLUCIÓN POR FRACTURA Y POR ENCOGIMIENTO Este curso se enfocará en el reconocimiento de los diferentes tipos de porosidad secundaria basado en los criterios petrográficos sugeridos por Schmidt y Mc Donald, 1977. �

Estos autores indican la necesidad de basarse en un conjunto de evidencias entre las cuales está el hecho que, por lo general, los poros secundarios son de mayor tamaño, de forma mas irregular y de distribución mas aleatoria que los poros primarios. 3.3.2.1. Descripción de Tipos de Poros En el Anexo II.2., del capítulo anterior, se muestra el esquema de tipos de poros secundarios, según Schmidt y Mc Donald, 1977. Cada uno de los tipos de poros que se presentan en este esquema se definen a continuación: DISOLUCIÓN PARCIAL: (FIGURA III.24A) Se refiere a la disolución parcial de los constituyentes. Se puede confundir con precipitación incompleta. Para tener mayor seguridad que se trata de disolución, se debe considerar: a.- Superficies corroídas. b.- Extinción uniforme de remanentes. c.- Remanente de cemento en el centro del poro. d.- Interrupción del desarrollo del cemento. POROS MÓLDICOS: (FIGURA III.24B) Se refiere a la disolución total de las partículas sedimentarias, del cemento o de cualquier mineral autigénico, donde se puede identificar el molde del material precursor. EMPAQUE HETEROGÉNEO: (FIGURA III.25A) Se trata de la identificación de un empaquetamiento aparentemente suelto de los granos y de porosidad intergranular alta, en áreas de fuerte empaquetamiento y escasa o nula porosidad. Son producto de la disolución de matriz o cemento. POROS SOBRECRECIDOS: (FIGURA III.25B) Son poros que tienen un diámetro significativamente mayor al de los granos adyacentes.


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FIGURA III.24. DISOLUCIÓN PARCIAL Y POROS MÓLDICOS

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FIGURA III.25. EMPAQUE HETEROGÉNEO Y POROS SOBRECRECIDOS POROS ELONGADOS: Cuando los procesos de reemplazo ocurren en los márgenes de granos fuertemente empaquetados y estos minerales reemplazantes son disueltos, se forma una porosidad secundaria elongada intergranular. Sin embargo, este criterio debe usarse con precaución pues puede confundirse con la porosidad primaria elongada, que es común en las areniscas. GRANOS CORROIDOS: Los granos presentan el borde irregular tal como su nombre lo indica, corroidos. GRANOS “HONEYCOMBED” FORMA DE PANAL: (FIGURA III.26A) Se refiere a la porosidad intrapartícula o intraconstituyente (granos en forma de panal) formada por la disolución parcial de partículas. �

GRANOS FRACTURADOS: (FIGURA III.26B) Son fáciles de reconocer y se forman por esfuerzos tectónicos o por compactación.

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FIGURA III.26. POROS “HONEYCOMBED” FORMA DE PANAL Y GRANO FRACTURADO Según Hayes (1979), se puede generalizar la secuencia y distribución de la evolución de las porosidades con la profundidad, en base al siguiente gráfico: Inicialmente la porosidad primaria es reducida principalmente por el proceso físico de la compactación mecánica y/o precipitación química de minerales. Esto ocurre en los primeros cientos de pies o etapa de “diagénesis somera”. A medida que la profundidad, temperatura y velocidad de generación de hidrocarburos se incrementan, soluciones acuosas químicamente activas migran de las lutitas adyacentes hacia las areniscas, originando disolución de compuestos inestables, formándose porosidades secundarias, esto ocurre en la etapa de “diagénesis intermedia”. A mayor profundidad, durante la etapa de “diagénesis profunda”, la porosidad secundaria es destruida por procesos de compactación y cementación, quizás a una velocidad menor a la que fue destruida la porosidad primaria, debido principalmente al grado de rigidez que desarrollaron los granos en las etapas anteriores y a la ausencia de minerales inestables química y mecánicamente que habrían desaparecido anteriormente.

FIGURA III.27. GRÁFICO DEL PORCENTAJE DE POROSIDAD VS. PROFUNDIDAD


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3.3.2.2. Importancia En general, se puede decir que la mayoría de la porosidad secundaria generada es el resultado de la disolución de materiales carbonáticos (cemento, matriz y/o granos), feldespatos y fragmentos de roca, siendo el CO2 originado por las reacciones de maduración de la materia orgánica, el principal agente responsable. Otro mecanismo que colabora en la disolución es el proceso de alteración de los minerales de arcilla, la liberación de CO2 de rocas carbonáticas por reacciones con minerales de arcillas y a través de la circulación de aguas meteóricas subsaturadas en ciertos componentes mineralógicos. 3.3.2.3. Impacto en la Calidad del Yacimiento El proceso de disolución es el proceso diagenético constructivo mas importante debido a la amplia gama de materiales que afecta y a su ubicación a lo largo de todo el tiempo geológico que transcurre la diagénesis. Como se ha mencionado anteriormente, su importancia radica en la generación de porosidad secundaria en rocas donde ya se han iniciado los procesos de compactación y cementación, ambos de efecto negativo sobre la calidad del yacimiento. 3.3.3. PROCESO DE ALTERACIÓN�

El proceso de alteración es conocido también como “disolución incongruente”, término utilizado por Pettijohn et. al., 1973 y Blatt et. al., 1980. Este proceso se refiere al cambio de composición del mineral, bien sea porque se ha disuelto parte de sus componentes o porque reacciona con iones presentes en el fluido de poro, variando así la composición original, perdiendo o no su estructura interna. También influyen en los procesos de precipitación y/o disolución al aportar o substraer iones del fluido de poro durante las reacciones de alteración. El proceso de alteración ocurre en las arcillas, fragmentos dúctiles y en la formación de las zeolitas. 3.3.3.1. Alteración de las Arcillas Tanto la esmectita como la caolinita, debido a la estructura y composición mencionada anteriormente y a la presencia de cationes en las soluciones de poro, pueden transformarse o alterarse a otro tipo de arcilla, ya sea a ilita (por reacciones con cationes de K+) o a clorita (por reacciones con cationes Mg2+, Fe2+, Fe3+) a través de estructuras de arcillas de capas mixtas tipo ilita / esmectita, clorita / esmectita (corrensita), ilita / caolinita y clorita / caolinita, respectivamente. Esmectita ---! Esmectita / Ilita --! Ilita (alteración por adición del ion K+) Esmectita ---! Esmectita / Clorita --! Clorita (alteración por adición del ion Mg2+, Fe2+, Fe3+) Caolinita ---! Caolinita / Ilita --! Ilita (alteración por adición del ion K+) Caolinita ---! Caolinita / Clorita --! Clorita (alteración por adición del ion Mg2+, Fe2+, Fe3+) El proceso de alteración de esmectita o caolinita a ilita o clorita, es un proceso gradual que está asociado al aumento de profundidad, al aumento de temperatura y a la presencia de los cationes mencionados anteriormente, en el fluido de poro, para generar al final ilita o clorita.

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Una de las consecuencias mas importante de este proceso de alteración de las arcillas es que dependiendo de las arcillas presentes en el sedimento se puede generalizar acerca del tipo de diagénesis. Así se tiene que, la esmectita y la caolinita son típicas de diagénesis somera, las arcillas mixtas son características de la diagénesis intermedia y el producto final de la alteración, es decir, ilita o clorita, son típicas de la diagénesis profunda. Inclusive sí no existe ilita, pero si micas y clorita, se puede decir que se está en el inicio de metamorfismo. En el Anexo III.2 se presenta un esquema del comportamiento de la esmectita en ambientes diagenéticos ricos en magnesio y potasio. Para la caolinita el esquema es similar. Una característica importante acerca de la esmectita es que al ocurrir el proceso de alteración, algunas capas de esmectita se destruyen mas rápido que otras. Esto es producto de la composición y de su tamaño, así se tiene que la esmectita rica en hierro y magnesio, no reacciona tan rápidamente como la esmectita aluminosa para formar ilita. Posteriormente a medida que decrece la expansibilidad y aumenta el ordenamiento de las estructuras por aumento de la temperatura, la esmectita rica en hierro y magnesio comienza a convertirse en ilita y liberan estos iones de hierro y magnesio que se incorporan a la diagénesis profunda para la precipitación de clorita y carbonato (ankerita o dolomita ferrosa) Otro dato importante que se debe tomar en cuenta es que al inicio del proceso de alteración las primeras interlaminaciones de ilita / esmectita, son estructuras desordenadas y la proporción de esmectita es de 35-40%. A medida que se incorporan mas capas de ilita, la estructura se vuelve mas ordenada y dependiendo de la proporción de ilita puede ser de dos tipos:

!"Alevardita (ISISISISISIS...), donde (I) es ilita y (S) esmectita, este tipo de alteración se encuentra cuando la proporción de esmectita es menor al 35-40%.

!"Kalkberg (IIISIIISIIIS...), este tipo de alteración se encuentra cuando la proporción de

esmectita es menor al 5-10% y ya se puede hablar de una etapa de diagénesis mas profunda. Estos porcentajes de esmectita se pueden determinar por medio de difracción de Rayos X.

En cuanto a la alteración de la esmectita a clorita, debe haber un medio con alto contenido de Mg2+, Fe2+, Fe3+ y el proceso es similar al descrito para la transformación a ilita. Con respecto a la temperatura asociada a estas alteraciones se tiene que: �

El inicio de la alteración con capas desordenadas de ilita / esmectita ocurre en el intervalo de 50 a 115° C, a una profundidad entre 500 a 1000 metros dependiendo del gradiente geotérmico. Hasta profundidades cercanas a 3500 metros todavía la estructura es desordenada. A profundidades iguales de 3500 metros, la estructura es ordenada tipo Alevardita. La transformación total de la esmectita a ilita puede ocurrir a partir de temperaturas aproximadas a 130°C y profundidades de 3.5 Km en zonas de gradientes geotérmicos de 35°C/Km y a 170°C con profundidades de 18.5 Km en zonas de gradientes geotérmicos de 10°C/Km.


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Cuando las esmectitas son ricas en Fe2+ y Mg2+ el inicio de la transformación es aproximadamente a 125°C. Para la transformación de esmectita en clorita, el proceso se inicia a una temperatura aproximada de 95°C y se transforman totalmente a clorita a temperaturas cercanas a los 160°C

FIGURA III.28. PROCESO DE ALTERACIÓN DE ESMECTITA

(A) Matriz arcillosa de esmectita ilitizándose a través de la formación de arcillas de capas mixtas del tipo ilita / esmectita (tipo alevardita).(B) Matriz arcillosa de esmectita ilitizándose, con mayor proporción de ilita que esmectita, se está en presencia de una arcilla tipo Kalkberg. Por otra parte, la caolinita como grupo, tiende a mantenerse como tal mientras las condiciones del ambiente diagenético sean ácidas o libres de suficientes cationes de K+, Mg2+, Fe2+ o Fe3+ que favorecerían su alteración a arcillas tipo ilita y clorita. El proceso de alteración de la caolinita a ilita o clorita es similar al descrito anteriormente para la esmectita. Se debe tener un medio alcalino y los cationes mencionados y los estadios para la transformación son: Caolinita ---! Caolinita / Ilita --! Ilita (alteración por adición del ion K+) Caolinita ---! Caolinita / Clorita --! Clorita (alteración por adición del ion Mg2+, Fe2+, Fe3+) En cuanto a las principales condiciones o factores para que ocurra la alteración, se tiene que el pH, la presencia de los cationes K+, Mg2+, Fe2+o Fe3+y la porosidad y permeabilidad de la roca son mas importantes que la profundidad de soterramiento y la temperatura.

FIGURA III.29. PROCESO DE ALTERACIÓN DE CAOLINITA

(A) Caolinita ilitizándose a través de la formación de arcillas del tipo ilita / caolinita. (B) Caolinita cloritizándose a través de la formación de arcillas del tipo clorita / caolinita.

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3.3.3.2. Alteración en Fragmentos Dúctiles Entendiéndose como fragmentos dúctiles los feldespatos y micas, los cuales sufren el proceso de alteración de la siguiente manera: Los feldespatos, tanto los potásicos como los alcalinos presentan comúnmente alteración durante la diagénesis. Estos minerales suelen alterarse a minerales de arcillas, pero en ciertas ocasiones puede ocurrir la albitización de los mismos. Entre las alteraciones a arcillas, la mas evidente, desde el punto de vista petrográfico, es de feldespato a caolinita. Según Pettijohn et. al. (1973) se puede observar un grano con la geometría y clivaje de un feldespato, pero compuesto enteramente de agregados de pequeños cristales en forma de “libritos” de caolinita. Deben existir condiciones ácidas y contenido bajos de sólidos disueltos, es decir condiciones de aguas subterráneas de origen meteórico. Otro tipo de alteración en los feldespatos es la albitización, este proceso contribuye en el control de la concentración de sílice acuosa, por lo tanto de la cementación de cuarzo. En las micas se tiene que la biotita puede alterar a esmectita, glauconita, caolinita o vermiculita, dependiendo de las condiciones físico-químicas del ambiente durante la diagénesis somera. Si la alteración es a clorita, ocurre durante la diagénesis profunda. La muscovita puede alterar a ilita durante la diagénesis intermedia a tardía. 3.3.3.3. Formación de Zeolitas Originalmente las zeolitas fueron definidas como una facies metamórficas: “Facies Zeolitas”. Sin embargo, debido las diferentes investigaciones realizadas en este campo, actualmente se denominan como “facies mineral” e incluye todos los conjuntos minerales producto de los procesos diagenéticos, metamórficos e hidrotermales. Las zeolitas presentan un complejo conjunto de factores controladores, tales como, temperatura, presión, composición de la roca y del fluido de poro, tiempo de reacción, permeabilidad de la roca, etc. �

Según varios autores (Hoffman y Hower, 1979; Blatt et. al, 1980), la formación de zeolitas es considerada de diagénesis tardía a metamorfismo temprano. Ocurre sólo en sedimentos ricos en detritos volcánicos y ausencia de rocas carbonáticas. Otros factores importantes son un pH alto, actividad de los iones Ca2+, Na+, K+ y Si2+ en el fluido de poro y la temperatura que se ha determinado entre 150 y 250 °C para que aparezcan las diferentes clases de zeolitas (mordenita y heulandita: 150-230 °C; laumontita: 195-220 °C; wairakita: 200-250°C). 3.3.3.4. Importancia El proceso de alteración es importante en la determinación de la etapa diagenética en la que se encuentra la roca, a través de la composición de las arcillas mixtas y por el tipo de zeolita formada. También contribuyen en el control de la concentración de sílice (albitización).


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3.3.3.5. Impacto en la Calidad del Yacimiento El impacto sobre la calidad del yacimiento se puede considerar negativo si no se conoce qué tipo de arcilla está presente en el yacimiento, su distribución y forma. Esto se debe a que los minerales de arcillas son muy sensibles al tipo de lodo de perforación o tratamientos de recuperación secundaria. Al ser inadecuados estos tratamientos, pueden causar a la roca daños considerables e irreversibles en algunos casos, a la roca con la consecuente desmejora en la calidad del yacimiento. 3.3.4. PROCESO DE REEMPLAZO�

El reemplazo ocurre cuando un mineral recién formado reemplaza a uno preexistente in situ. También llamado “disolución congruente” (Pettijohn et. al., 1973 y Blatt et. al., 1980) Según Pettijohn et. al. (1973), durante el proceso de reemplazo el mineral autigénico reemplazante y el mineral reemplazado, están conectados a través de una película de fluido extremadamente delgada (0.1 mm) de tal manera que la tensión superficial dada, sea lo suficientemente fuerte para ser resistente “mecánicamente”. El proceso de transporte dentro de esta membrana o película, debe ser adecuado para que el material disuelto salga y el material a precipitar entre del agua de poro de dichas rocas. De esta manera, se explica el porqué la fábrica interior y la exterior se preservan durante este proceso de reemplazo. �

Hay que considerar que si el mineral huésped se disuelve completamente antes que el mineral secundario precipite, se está en presencia de un proceso de disolución y posterior precipitación. El reemplazo puede ser por: •Neomorfismo: donde el grano nuevo está en la misma fase que el grano viejo, o es un polimorfo del mismo (ejemplo, albitización: se reemplaza un grano dado por un grano de plagioclasa mas rico en Na). •Pseudomorfismo: donde el grano viejo es reemplazado por un mineral nuevo pero conserva la forma del cristal (reliquia). •Alomorfismo: una fase vieja es reemplazada con una nueva fase con una nueva forma cristalina. 3.3.4.1. Criterios de Reconocimiento Según Pettijohn (1975) los criterios mas importantes para reconocer el proceso de reemplazo son la presencia de:

!"Cristales idiomórficos, los cuales cortan estructuras tempranas (primarias), tales como estratificación, fósiles y oolitas.

!"Inclusiones de los materiales reemplazados. !"Contactos envolventes. !"Pseudomorfismo.

El proceso de reemplazo está mas generalizado en las rocas no clásticas, sin embargo, en las areniscas se pueden observar comúnmente procesos de silicificación y calcitización. Aunque también se observa reemplazo por dolomita, pirita, fosfato y glauconita. En general, para que estos procesos se lleven a cabo, es necesario que la arenisca sea rica en materia carbonática o con matriz micrítica.

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FIGURA III.30. PROCESO DE REEMPLAZO

La fotomicrografía muestra un grano originalmente de feldespato siendo reemplazado por calcita. El reemplazo ocurre por las zonas de clivaje y maclas que son las zonas de mayor debilidad. 3.3.4.2. Reemplazo de Cuarzo vs. Calcita La silicificación mas común en las areniscas es el reemplazo de sílice por calcita, feldespatos y fósiles. El proceso de silicificación ocurre por la relación inversa entre la solubilidad de la sílice y la calcita, dependiendo de pH bajo, baja temperatura y saturación del fluido de poro con sílice. El reemplazo en feldespatos sólo ha sido observado en secuencias de areniscas y lutitas del Precámbrico (Wallace, 1978). La calcitización ocurre principalmente en areniscas con cemento de calcita y sobre granos de cuarzo, feldespatos y fragmentos de vidrio volcánico. Cuarzo vs. Calcita Como ya se ha mencionado, comúnmente ocurre reemplazo entre ambos minerales autigénicos, en una y otra dirección, este proceso es controlado principalmente por la temperatura y el pH. Blatt et.al. (1980) ha realizado estudios de esta relación, obteniendo lo siguiente: Con respecto al pH, la sílice no es afectada en valores de pH menores de 9 y por lo contrario, la calcita es muy soluble en condiciones ácidas. Por lo que los cambios en las condiciones de pH pueden causar disolución y precipitación de una fase u otra, resultando el intervalo de 7 a 9 donde ocurren la mayoría de los reemplazos. Dicho intervalo es el común de la mayoría del agua del subsuelo. Con respecto a la temperatura, la sílice es mas soluble con el aumento de la temperatura y la solubilidad de la calcita disminuye.


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FIGURA III.31. GRÁFICO DEL REEMPLAZO DEL CUARZO VS. CALCITA 3.3.4.3. Importancia El proceso de reemplazo en sedimentos clásticos, presenta su principal importancia en que genera un cambio en la fábrica original de las areniscas. También es importante notar que la migración de fluidos que se genera por la transformación de la textura, composición y fluios de poros, promueve la cementación o disolución de otras areniscas. 3.3.4.4. Impacto en la Calidad del Yacimiento El principal impacto sobre los sedimentos clásticos, es que al alterar la fábrica original de las areniscas, especialmente si es calcita como cemento, entonces es potencialmente importante sí este cemento llega a disolverse, ya que generaría abundante porosidad intergranular secundaria y lo mas importante, la interconexión entre los poros sería alta. 3.3.5. PROCESO DE RECRISTALIZACIÓN� El proceso de recristalización consiste en el cambio de una estructura cristalina a otra mas estable, sin cambio en la composición. La recristalización es un proceso en el cual las condiciones físicas o químicas inducen a la reorientación de la estructura cristalina de los granos minerales, sin cambio en la composición (por ejemplo: aragonito ! calcita), cambio en el volumen del cristal y cambios en la forma cristalina. Entre los minerales que tienden a recristalizar, se tiene el grupo de la caolinita que como se mencionó anteriormente, sí se encuentra en ambientes diagenéticos ácidos y/o sin la influencia de cationes libres de K+, Mg2+, Fe2+ o Fe3+, se mantiene como grupo y tiende a adquirir un aumento en el grado de ordenamiento cristalino a medida que aumenta el grado de diagénesis. 3.3.5.1. Tipos de Recristalización mas comunes Ocurre así la recristalización del grupo de la caolinita pasando de caolinita a dickita, que al llegar a la cercanía del metamorfismo se transforma en nacrita.

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Del mismo modo la ilita presenta variedades polimórficas que a través del aumento de presión y temperatura buscan mayor estabilidad. Por lo tanto, se tiene que para las diferentes etapas diagenéticas las transformaciones de la ilita son: 1Md -! 1M -! 2M Donde 1Md se desarrolla durante los procesos de meteorización, erosión y sedimentación, además es el politipo mas común de la ilita. El 1M se ha encontrado como producto de alteración de feldespatos potásicos y caolinita, en ambientes marinos durante el soterramiento con fijación e K+ en el politipo 1Md o en el piso oceánico por saturación de K+. El politipo 2M, es la forma mas estable de la ilita. En el inicio del metamorfismo la ilita se transforma en sericita. La clorita por su parte presenta las siguientes variedades polimórficas IIb (B= 97°), Ia, Ib (B=97°) y Ib (B=90°). Algunos estudios indican que todas las variedades tipo IIb son de origen detrítico no meteorizadas ni alteradas y que la clorita autigénica de las areniscas es tipo I. El contenido de clorita en los sedimentos se incrementa a expensas de las arcillas (caolinita, esmectita y vermiculita) o por precipitación y/o alteración de minerales detríticos. Otro proceso de recristalización que se puede observar es con la sílice, la cual se comporta de la siguiente manera, (según Aoyagi y Kazama, 1980 en estudio realizado en sedimentos del Cretáceo y Terciario del Japón): Sílice amorfa ---> cristobalita -! cuarzo Para estas reacciones se requieren presiones cercanas a los 250 Kg/cm2 y temperaturas aproximadas a los 50 °C para la primera transformación y presiones cercanas a los 660 Kg/cm2 y temperaturas de 70 °C para la siguiente. La sílice amorfa proviene de vidrio volcánico y diatomeas que se disolvieron y deshidrataron durante el soterramiento somero. La transformación siguiente es simplemente un cambio de la forma cristalina en el sistema SiO2. Los factores controladores son la presión, temperatura y tiempo de reacción. Otros investigadores (Singer y Muller, 1983), describen la recristalización de la sílice en sedimentos marinos, donde la sílice inicial es ópalo-A compuesto principalmente de diatomeas, radiolarios, espículas de esponjas y sílico-flagelados. Este ópalo inicial se transforma en ópalo-CT (con bajo contenido de cristobalita, presentada en interlaminaciones desordenadas en conjunto a tridimita) y la posterior transformación en cuarzo. Cabe destacar que, para determinar si el cuarzo es criptocristalino hay que llevar a cabo un análisis estructural por Rayos X para verificar la cristalinidad de los componente minerales, mientras que el cuarzo microcristalino presenta cristales / granos visibles por medio de un microscopio.


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El orden de esta transformación es la siguiente: Ópalo-A ! Ópalo-CT ! Calcedonia o Cuarzo Criptocristalino ! Cuarzo Los controladores de esta recristalización son la temperatura, el tiempo, área superficial específica del sedimento, química del agua de poro (pH, tipos y concentración de iones en solución, grado de saturación con respecto a la sílice), permeabilidad y composición del sedimento. Estas transformaciones ocurren a temperaturas entre 35 a 70 °C. La recristalización del aragonito a calcita involucra reacciones termodinámicas que generan la recristalización del aragonito a calcita para encontrar el equilibrio del sistema químico bajos las condiciones de presión y temperatura generales de la mayoría de las areniscas, donde la calcita es el mineral carbonático mas estable. Esta recristalización ocurre a partir de de 25 °C. Se ha encontrado por estudios experimentales que el aragonito es el mineral mas estable sólo en condiciones de altas presiones. Las reacciones termodinámicas involucran la energía libre de Gibbs del sistema químico, la cual actúa para que los cristales pequeños recristalicen a cristales individuales mas grandes y también en la transformación de la estructura cristalina de una especie mineral sin cambio en la composición química. 3.3.5.2. Importancia En las arcillas el proceso de recristalización puede ser importante indicador del estado diagenético de la muestra, ya que dentro de los grupos de arcillas ocurren transformaciones a sus politipos que pueden ser reconocidos y que buscan una mayor estabilidad y ordenamiento en la estructura de la arcilla. 3.3.5.3. Impacto en la Calidad del Yacimiento Como todo proceso diagenético es importante conocer su posición relativa con respecto a los otros procesos, así como reconocer la presencia de los diferentes tipos de arcillas que pueden afectar al yacimiento tal como se mencionó en el impacto del proceso de alteración. Es decir, reacción ante los diferentes tipos de lodos de perforación y de tratamientos químicos a ser utilizados en el yacimiento. 3.4. OTROS PROCESOS Existen otros procesos, a parte de los diagenéticos que causan la pérdida de la porosidad en los sedimentos. Estos procesos son contemporáneos con la depositación y actúan antes que se inicien los procesos de compactación y cementación. Entre los procesos mas importantes en este tipo, se tienen la bioturbación, formación de suelos y deformación por gravedad (“slumping”). Dichos procesos no son importantes volumétricamente y puede que no sean observados desde el punto de vista microscópicos, pero existen e influyen en el desarrollo de la calidad del yacimiento.

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3.4.1. BIOTURBACIÓN La bioturbación es el desorden de los sedimentos originales por actividad de organismos, bien sean huellas, madrigueras, búsqueda de comida u otra actividad animal. Los principales resultados son:

1) Se tiene sedimento de fondo (arena) con sedimento en suspensión (arcilla) que deberían permanecer separados en diferentes capas debido a las características propias de cada uno y sin embargo se observan mezclados.

2) Desorden de la orientación original de los granos. La bioturbación casi siempre empeora el escogimiento del sedimento y la porosidad se reduce por la mezcla que causan los animales. También al existir madrigueras abiertas, estas son rellenadas principalmente por el material en suspensión (arcillas). Así se tiene que al ocurrir el proceso de compactación se genera una pérdida adicional de la porosidad en sedimentos bioturbados. 3.4.2. FORMACIÓN DE SUELOS La formación de suelos es un proceso importante en los ambientes de barras y planos deltaicos subáreos. Implica la introducción de una película de arcillas en la estructura de granos de una arena porosa, así como también la acción de las raíces de plantas. Los resultados en la calidad del yacimiento son empobrecimiento del escogimiento y de la porosidad. La película de arcilla producto de la formación de suelos se caracteriza por alineación tangencial de arcillas alrededor de los límites del esqueleto de grano (envoltura), ausencia de granos de limolita y ligero a fuerte teñido por óxidos de hierro.

3.4.3. DEFORMACIÓN POR GRAVEDAD (SLUMPING) Este proceso envuelve deformación hacia abajo de arenas y arcillas interlaminadas que se pueden homogeneizar y el resultado es una mezcla de arena y arcilla carente de porosidad. Los sedimentos resultados de deformación por gravedad presentan orientación al azar, son contorneados, caóticos y sin estructuras sedimentarias.

4. SECUENCIA PARAGENÉTICA La secuencia paragenética o paragénesis, es una manera de representar, en una medida de tiempo relativo, la ocurrencia o sucesión de los diferentes procesos diagenéticos que afectan un yacimiento. En base al análisis petrográfico (secciones finas, microscopio electrónico de barrido, Rayos X y catodoluminiscencia), se puede determinar la penecontemporaneidad de los eventos o su posición relativa una de otros.


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A través de estos análisis hay que tratar de determinar o diferenciar:

!"Minerales detríticos de minerales autigénicos. !"Cambio resultantes de las condiciones físico-químicas durante la diagénesis, detectado

por conjuntos mineralógicos y/o texturas. !"Contacto entre granos predominantes.

Las respuestas a las siguientes preguntas, pueden ser de gran ayuda para elaborar la secuencia paragenética: ¿Qué mineral rellena los poros?; ¿Se puede observar interdigitación entre ellos? o ¿sobre posición?; ¿Existen minerales alterados?; ¿minerales reemplazados?; ¿cuántos tipos de precipitación se identifican en las secciones finas?; ¿Hay alguno adicional en el SEM?; ¿menciona la difracción de Rayos X algún mineral que no ha sido observado en sección fina o SEM? Para definir la secuencia paragenética es importante tener claro los elementos o factores que controlan cada proceso diagenético y la posibilidad de que estos ocurran a nivel temprano, intermedio o tardío de la diagénesis. Existen diferentes términos para definir la secuencia paragenética, como por ejemplo:

4.1. CRITERIOS PARA DEFINIR LA SECUENCIA PARAGENÉTICA Los criterios mas utilizados para establecer el orden correcto de la sucesión de eventos diagenéticos son los siguientes: 1.- El orden de precipitación de minerales en areniscas se establece según el principio de que aquellos minerales precipitados primero están bien formados o son mas euhédricos y suelen crecer en las paredes de los poros o sobre granos detríticos. Los minerales precipitados posteriormente ocupan los espacios remanentes y se amoldan a los minerales precipitados inicialmente. OBSERVACIÓN: Se debe tener cuidado en caso que los minerales precipitados inicialmente puedan haber sido reemplazados y no queden indicios de dicho proceso. 2.- Presencia de minerales reliquias o estructuras fantasmas de elementos originales. Reemplazos pseudomórficos. OBSERVACIÓN: Pueden no haberse preservado. 3.- Sobrecrecimientos secundarios de caras poco desarrolladas, pueden indicar que se generaron en los estados iniciales. OBSERVACIÓN: Pueden ser granos retrabajados que ya presentaban este tipo de precipitación. 4.- La presencia de anillos o envoltorios alrededor de los granos, es generada al principio de la diagénesis.

Diagénesis Temprana Diagénesis Somera EpigénesisDiagénesis Intermedia Diagénesis Intermedia CatagénesisDiagénesis Tardía Diagénesis Profunda Metagénesis

Diagénesis Temprana Diagénesis Somera EpigénesisDiagénesis Intermedia Diagénesis Intermedia CatagénesisDiagénesis Tardía Diagénesis Profunda Metagénesis

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OBSERVACIÓN: No siempre se observan. 5.- Los rellenos de poros, cavidades o fracturas son claramente indicativos de la sucesión de eventos. OBSERVACIÓN: Pueden haber sufrido reemplazo, alteración u otro proceso que no deje evidencia del primer proceso. 6.- La apariencia rugosa o corroida indica que el elemento (detrítico o autigénico) fue sometido a proceso de disolución. 7.- Suturas de crecimiento mas antiguas, son interrumpidas por las mas jóvenes. 8.- Durante la diagénesis los procesos químicos pueden ocurrir simultáneamente 4.2. PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIEMPO RELATIVO A continuación se describirán los procesos diagenéticos mencionados en este curso y se indicará, en base a las condiciones y factores que controlan cada proceso, la etapa relativa de la diagénesis donde pudiera ocurrir. En el caso del proceso de cementación/autigénesis, se describirá la posición relativa dentro de la secuencia paragenética de cada mineral estudiado con anterioridad dentro de dicho proceso. Es importante destacar que los minerales tratados en este proceso, pueden aparecer relacionados con otros procesos diagenéticos y de esta manera ubicarse en diferente tiempo relativo. Sin embargo, también es importante remarcar que la información que se presentará a continuación es general para los procesos diagenéticos y que para cada caso particular, al realizar el análisis petrográfico, se debe considerar las evidencias de las diferentes técnicas aplicadas a dicho análisis y comparar la congruencia de dichas evidencias con las características generales el proceso diagenético que las generó, para así obtener una secuencia paragenética acertada. 4.2.1. PRECIPITACIÓN / CEMENTACIÓN / AUTIGÉNESIS 4.2.1.1. Sílice El proceso de cementación por sílice esta asociado a tener como posible fuente de sílice: disolución, alteración y reemplazo de elementos existentes en el sedimento, expulsión de fluido intersticial de rocas adyacentes y procesos de presión-solución. Todos estos procesos ameritan un tiempo post-depositacional, por lo que se debe considerar dichos aspectos al estudiar la ubicación de la precipitación de sílice en la etapa de diagénesis temprana. Sin embargo esto es posible, ya que la disolución de los feldespatos y fragmentos de rocas comienza muy temprano en esta etapa post-depositacional, por lo que la precipitación de sílice puede ser contemporánea con la disolución mencionada y extenderse hasta la etapa de diagénesis intermedia o profunda dependiendo de las evidencias encontradas en las muestras.


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4.2.1.2. Carbonatos Calcita La calcita se ve favorecida en condiciones de mayor soterramiento donde existe incremento de temperatura, alto pH, ambos aspectos ayudan a disminuir la solubilidad del CO2 en el agua, facilitando la precipitación de calcita. También se puede encontrar calcita autigénica a profundidades someras, este tipo de cemento ocurren por acción bacteriana. Si hay mayor presencia de Mg precipitará dolomita Dolomita En una precipitación temprana, el proceso involucra agotamiento del calcio con respecto al magnesio por precipitación de CaCO3, seguida de la precipitación de dolomita de la solución enriquecida en Mg y condiciones de evaporación. Para la precipitación tardía de la dolomita, el magnesio y el hierro pueden proceder de la disolución tardía de silicatos ricos en estos elementos o de la liberación de los mismos durante el proceso de transformación de la esmectita a ilita en la matriz original. Siderita Por las condiciones para su formación (Eh negativo, baja concentración de azufre y alta de CO3), la siderita es un cemento común en ambientes no marinos. Se precipitará calcita si la relación Ca/Fe en el agua de poro desfavorece al hierro. 4.2.1.3. Arcillas La ocurrencia de las arcillas delineando poros, es característica del inicio de la diagénesis. Sí la delineación está bien desarrollada pueden inhibir la cementación posterior de otros compuestos (cuarzo, calcita, etc.) preservando la porosidad y manteniendo así una buena calidad de la roca como yacimiento. Si la forma de precipitar de las arcillas es rellenando poros y/o reemplazando granos detríticos pueden indicar diagénesis temprana a intermedia. La presencia de arcillas mixtas es característica de diagénesis intermedia y si son mayoría indican diagénesis intermedia a tardía. 4.2.1.4. Glauconita La glauconita es un mineral autigénico común en los carbonatos, sin embargo en las areniscas se puede encontrar en las etapas iniciales de la diagénesis, ya que es necesario el contacto agua-sedimento para su generación. 4.2.1.5. Hematita- Goetita Por las condiciones que se necesitan para la formación de la hematita/goetita, su presencia es típica de ambientes superficiales, es decir diagénesis temprana. 4.2.1.6. Pirita Este mineral suele ser precipitado dentro de sedimentos durante la diagénesis temprana, donde se pueden desarrollar condiciones reductoras a través de la descomposición bacterial de la materia orgánica.

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4.2.1.7. Feldespatos Sobre la precipitación de feldespato se estima que los mismos se forman en profundidades someras, según Blatt (1980), aparentemente los sobrecrecimientos de feldespatos son una tendencia de los feldespatos potásicos y las plagioclasas a “invertirse” a formas de baja temperaturas que son mas estables bajo condiciones diagenéticas. 4.2.1.8. Yeso – Anhidrita Estos minerales pueden ser precipitados tanto de aguas de poros someras y profundas como de aguas subaéreas en ambientes costeros o llanuras salobres de supramareas. 4.2.1.9. Zeolitas La clinoptilolita, estilbita y chabazita, comúnmente se forman a profundidades someras y bajas temperaturas. La analcima, en contraste, se forma por alteración de las zeolitas de bajas temperaturas ya que es mas estable al aumento de la temperatura, presión, salinidad y pH. 4.2.2. DISOLUCIÓN El proceso de disolución ocurre a lo largo del tiempo geológico en que transcurre la diagénesis, ya que desde la etapa temprana, el proceso de disolución puede iniciar su efecto sobre el material de la roca. El desarrollo de porosidad secundaria puede ocurrir:

!"A través de circulación de aguas meteóricas – Diagénesis Temprana. !"Por generación de CO2, a partir de la maduración de la materia orgánica – A cualquier

profundidad. !"Por disolución de materiales carbonáticos - A cualquier profundidad. !"Por disolución de alúmino-silicatos (Feldespatos potásicos y plagioclasas) - A cualquier

profundidad. !"Por disolución de sílice y fragmentos de rocas - A cualquier profundidad. !"A través de reacciones de los minerales de arcillas - A cualquier profundidad. !"Mediante la generación de CO2 inorgánico - Diagénesis Profunda.

4.2.3. ALTERACIÓN El proceso de alteración presenta diferentes etapas diagenéticas, se tiene que en el caso de la alteración de las arcillas mixtas, dependerá del porcentaje de los componentes de las mismas para ubicar dicho proceso en diagenésis temprana, intermedia o tardía tal como se explicó en la sección de dicho proceso. Sí la alteración de los feldespatos es a arcilla, este proceso varía de diagénesis temprana (sí el producto de alteración es caolinita) a intermedia (sí el producto de alteración es cualquiera de las otras arcillas). En cuanto a la alteración de los feldespatos a albita, dependerá de sí ocurre en feldespatos potásicos, en los cuales, se inicia en la etapa diagenética temprana y finaliza en la diagénesis intermedia. Sí ocurre en granos de plagioclasa, esta alteración se ubica en la etapa de diagénesis intermedia.


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Las micas están asociadas a diagénesis somera. Por otra parte, la formación de zeolitas, está asociada a altas temperaturas de diagénesis, tanto como para considerarlas parte de diagénesis profunda y metamorfosis temprana. 4.2.4. REEMPLAZO Los principales procesos de reemplazo, que son la silicificación y la calcitización, son controlados básicamente por el pH y la solubilidad de las especies minerales, por lo tanto pueden ocurrir en cualquier etapa de la diagénesis. 4.2.5. RECRISTALIZACIÓN Los procesos de recristalización tienden a buscar el ordenamiento dentro de las estructuras cristalinas de las arcillas. 4.2.5.1. Caolinita Este proceso de recristalización ocurre de la siguiente forma: Durante la diagénesis somera la estructura cristalina desordenada de la caolinita comienza a ordenarse. Para el tiempo de la diagénesis intermedia, con el aumento de la temperatura y la presión, la estructura de la caolinita se hace inestable y tiende a transformarse en su politipo dickita. Esta transformación es gradual y la proporción de caolinita y dickita disminuirá o aumentará a medida que incremente el grado de soterramiento. Dicha transformación se verá favorecida por la alta porosidad y permeabilidad. En la diagénesis profunda la transformación de la caolinita a dickita es total. Al acercarse al metamorfismo, la dickita es transformada a nacrita y una vez que la roca esta metamorfizada, la caolinita y sus politipos son transformados a pirofilita. 4.2.5.2. Ilita En este caso se transforma a través de sus politipos 1Md -! 1M -! 2M de la siguiente manera: En la diagénesis somera, predomina el politipo 1Md producto de la degradación de ilita preexistente o micas (biotita, sericita, muscovita, clorita, etc.). Al pasar gradualmente de diagénesis somera a intermedia comienza una regeneración del K+ en la estructura de la ilita 1Md debido al aumento de temperatura, presión y tiempo geológico, dando lugar a la transformación mencionada. En esta etapa coexisten los tres politipos en proporciones diferenciadas. En la diagénesis profunda sólo existe el politipo 2M. Cabe destacar que el grado de cristalinidad de los politipos permite definir claramente las etapas diagenéticas.

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4.2.5.3. Clorita Para la clorita, un buen indicio de su ubicación dentro de las etapas diagenéticas se presenta de la siguiente manera: Las cloritas formadas durante la diagénesis temprana son mas ricas en hierro. Con el aumento de la profundida durante el soterramiento profundo (diagénesis avanzada) es común encontrar cloritas ricas en Mg. Otros tipos de minerales que se encuentran involucrados en el proceso de recristalización son la sílice y el carbonato. El proceso de recristalización de estos minerales ocurre durante la diagénesis temprana o somera, debido a las condiciones de temperatura y a los factores controladores asociada con ellas. 4.3. DIAGÉNESIS VS. MARCO TECTÓNICO El marco tectónico donde se desarrollan las rocas está fuertemente relacionado con su composición mineralógica, como se mencionó en secciones anteriores, y por lo tanto genera una asociación directa a los diferentes tipos de cuencas. A su vez, esta circunstancia también afectará el tipo de arenisca que estará presente y el comportamiento diagenético general para dichas rocas. En el Anexo III.3. se puede apreciar la relación entre los tipos de cuencas, marco tectónico, tipo de arenisca y comportamiento diagenético. 4.4. PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPOS DE DIAGÉNESIS En el Anexo III.4. se muestran todos los procesos diagenéticos tratados en este capítulo, ubicándolos a manera general, según las características de cada proceso, factores controladores y reacciones que involucran. Sin embargo, cabe destacar que durante la realización del análisis petrográfico, ésta tabla es sólo una guía ya que es deber del petrográfo encontrar las evidencias en las muestras analizadas e integrar todas las técnicas petrográficas pertinentes en cada caso. Los contactos entre granos son señalados con relación al mayor porcentaje que se encuentra en cada etapa de la diagénesis, ya que es común encontrar todos los tipos de contactos en muestras pertenecientes a diferentes tipos de diagénesis, pero se diferencian en la mayor cantidad o porcentaje presente a cada nivel. 4.5. RESUMEN DE GENERALIDADES ACERCA DE LA DIAGÉNESIS Para los geólogos petroleros es de gran importancia el hecho que, cada rasgo diagenético producido durante el soterramiento y levantamiento de una arenisca originalmente porosa y permeable, afecta su calidad como yacimiento productor. Además en los trabajos de ingeniería de los pozos, ya sea para perforación, completación o producción, se deben tomar en consideración los conjuntos diagenéticos presentes en las rocas, debido a su importancia al escoger el tipo de fluido a utilizar en dichos trabajos a fin de obtener la máxima optimización en la producción de hidrocarburos en los pozos.


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Por lo tanto, la resolución óptima y oportuna de numerosos problemas presentados durante la exploración y explotación, está estrechamente relacionada con el análisis detallado y completo de la historia geológica, incluyendo la diagenética. Entre los procesos diagenéticos que destruyen la calidad de la roca como yacimiento, se tienen la cementación, la compactación, presión-solución y la presencia de minerales de arcillas autigénicas. El principal proceso diagenético que favorece el desarrollo de buena calidad de yacimientos en rocas sedimentarias clásticas es la disolución, la cual permite la formación de porosidad secundaria. Las fracturas también tienen importancia. En forma general se tiene que:

!"Los cementos de cuarzo rara vez rellenan todos los poros, sólo 1/3 de la porosidad total. Sin embargo, es un cemento importante que puede ser inhibido por los envoltorios de arcillas.

!"El cemento de calcita de diagénesis temprana es espato poikilotópico. En la diagénesis

profunda se tiene dolomita y carbonato rico en hierro, en forma de parches, que rara vez rellenan toda la porosidad disponible (hasta 37% de la porosidad total).

!"Los cementos de arcillas son los principales controladores de la calidad del yacimiento, a

pesar que sólo ocupan un máximo del 5% de la porosidad total.

!"La porosidad secundaria mas importante se desarrolla en areniscas gruesas y bien escogidas, a menos que las mismas estén fuertemente cementadas por cuarzo.

!"La porosidad perdida por cementación puede regenerarse durante los episodios de

desarrollo de porosidad secundaria, pero la porosidad perdida por compactación (que varía entre 5 a 45%) no puede ser regenerada.

!"El mejor tipo de yacimiento en una arenisca, desde el punto de vista de mayor

almacenaje y de mayor facilidad de flujo de los hidrocarburos, es aquel que tiene porosidad intergranular.

!"La disolución de cemento carbonático temprano da lugar a porosidad secundaria

intergranular y alto grado de interconexión entre los poros.

!"La roca que contiene abundantes feldespatos pueden generar porosidad secundaria considerable.

!"La roca con abundante microporosidad (poro menor a 0.5 micras) suele contener alta

saturación de agua irreductible. Para considerarla buen yacimiento la roca debe ser fracturada natural o artificialmente.

!"La roca que presenta disolución aislada, también debe ser fracturadas a fin de

suministrar la intercomunicación o permeabilidad necesaria para convertirla en yacimiento económicamente rentable.

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!"En ambientes tectónicos de márgenes convergentes uno de los principales controles diagenéticos es la temperatura o gradiente geotérmico a medida que aumenta la profundidad.

!"Los procesos diagenéticos, en general tienden principalmente al equilibrio químico y la

estabilidad de los componentes minerales.

!"Las rocas mas viejas tienen mas sílice diagenética.

!"Las rocas mas jóvenes tienen mas calcita diagenética.

!"Para determinar la secuencia paragenética se debe establecer el orden de los eventos, tomando como punto de partida, el conocimiento de la ocurrencia de los procesos diagenéticos.

!"Cuando las areniscas son arcillosas es sumamente importante entender el tipo de arcillas

presentes, su distribución y ubicación en las unidades de interés, así como su origen.

Derechos reservados 2004 - Luz Malavé III-48

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CAPÍTULO IV

DAÑO DE FORMACIÓN


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CAPÍTULO IV - DAÑO DE FORMACIÓN

1. INTRODUCCIÓN

El daño de formación es una condición que ocurre cuando se desarrollan barreras para el flujo en las cercanías (paredes) del pozo (FIGURA IV.1.), lo cual disminuye las expectativas de producción o inyectividad para la recuperación de hidrocarburos de un yacimiento dado.

FIGURA IV.1. VISTA EN PLANTA DEL POZO Y SUS ZONAS ADYACENTES Algunos de los mecanismos relacionados al daño de formación (conocidos y estudiados), están asociados al proceso de perforación, completación y reacondicionamiento. Sin embargo, también existen otros procesos que están asociados al desconocimiento de la naturaleza mineralógica y las características diagenéticas de la roca que constituye el yacimiento. En esta sección del curso, centraremos la atención en los daños de formación asociados a la roca misma, en especial aquellos que se puedan prevenir o evitar a través del análisis petrográfico integrado. La finalidad del equipo humano involucrado en la fase de desarrollo de un pozo debe ser obtener la máxima capacidad productora para generar el máximo retorno a la inversión. Sin embargo, el personal involucrado, que incluye los departamentos de estudios integrados, desarrollo, producción y perforación, no siempre se encuentra totalmente integrado o bien la información y/o resultados primordiales para cada departamento, no es bien comunicado o entendido entre todos los grupos de trabajo. Lo ideal es que los pozos se trabajen con una visión conjunta que no pierda de vista la meta principal. Por lo tanto, se requiere que los diferentes grupos de perforación, diseño y producción del pozo trabajen conjuntamente a los grupos que determinaron la ubicación óptima del pozo (estudios integrados y desarrollo). La razón principal para este trabajo en conjunto, es que este grupo de trabajo consideró todas las características sedimentológicas, estructurales, estratigráficas, petrofísicas y de yacimientos las cuales (todas estas consideraciones) deben integrarse aguas abajo con el personal de perforación, diseño y producción del pozo. �

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La mayoría de los fluidos introducidos en el pozo durante las operaciones de perforación son cargadas con sólidos para incrementar el peso del lodo y mantener los niveles de presión de los yacimientos. De esta manera, se tiene que los poros ubicados en las cercanías del hoyo son susceptibles a bloquearse por estos sólidos extraños. La invasión de sólidos en la roca yacimiento ocurre cuando el tamaño de las partículas sólidas en el lodo, no es compatible con la distribución del tamaño de poro del yacimiento. Normalmente, dicha invasión es limitada a unos pocos pies alrededor del hoyo pero en caso de formaciones con muy alta permeabilidad o altamente fracturadas, la pérdida de circulación puede causar una invasión profunda de sólidos. Tomando todo esto en cuenta se debe considerar, antes de la perforación, las interacciones adversas tipo fluido-fluido y roca-fluido que pueden afectar la producción final del pozo. Por ejemplo, cuando el filtrado del lodo invade las cercanías del hoyo, la saturación de agua puede incrementarse a niveles mayores que los valores de saturación del agua connata, causando reducción en la permeabilidad relativa y alteraciones en el comportamiento capilar de la zona invadida. Cómo consecuencia, se desarrolla taponamiento de los poros y la producción del pozo se hace antieconómica. Otro caso está asociado a las características químicas del filtrado (fuerza iónica, composición y pH) es drásticamente diferente a la química de los fluidos en la formación, cualquier arcilla expandible (hinchable) presente en el sistema poroso tal como la esmectita y las arcillas mixtas como esmectita / ilita, esmectita / clorita, podrían hincharse, dispersarse y migrar. Entre los casos mas relevantes propios de las características de la roca, se tiene en primer lugar, la composición mineralógica del cemento, producto de los procesos diagenéticos y en segundo lugar (en orden de importancia), se encuentra la composición del esqueleto de la roca. Dentro de los procesos diagenéticos, el de mayor impacto sobre el daño de formación es la precipitación de minerales de arcilla y carbonatos. Entre los componentes del esqueleto de la roca se encuentra la presencia de feldespatos. En general, se pueden indicar los siguientes atributos de las arcillas que influyen en la calidad diagenética: Esmectita --! Expandible Caolinita --! Dispersiva Ilita --! Sensitiva a la velocidad del fluido Clorita --! Reactiva al HCl De estos atributos se desprenden la mayoría de los mecanismos de daños de formación asociados a las arcillas mencionadas. Se presenta, a continuación, una arenisca cementada por glauconita, donde se muestra el efecto de las arcillas expandibles (FIGURA IV.2.) en la distribución de poros y gargantas de poros. Las arcillas expandibles (grupo de la esmectita) pueden causar daños severos en la porosidad del yacimiento y reducir grandemente la permeabilidad.

IV-2Derechos reservados 2004 - Luz Malavé

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FIGURA IV.2. DAÑO POR ARCILLA EXPANDIBLE (ESMECTITA)

Aquellas arcillas no expandibles como la caolinita, podrían también dispersarse y junto a otros materiales finos, podrían ser fácilmente movilizadas por los fluidos y bloquear las vías efectivas de flujo. Así mismo, la precipitación adicional y el transporte de partículas finas podrían ocurrir durante el proceso de producción como consecuencia de cambios sutiles en las condiciones termodinámicas e hidrodinámicas en la cara de la formación. Por todas las razones expuestas anteriormente es importante saber, no sólo cuál es la composición de los minerales de arcillas sino que también el determinar cómo y dónde se encuentran dichas arcillas distribuidas. Para lograr esto, es necesario realizar además de los análisis de sección fina, el análisis de microscopio electrónico de barrido (SEM) y el análisis de Difracción de Rayos X. Como se mencionó al principio del curso, el análisis SEM permite determinar donde se encuentran localizadas las arcillas, es decir, si éstas se encuentran rellenando poro y/o delineando poro. La Difracción de Rayos X permite determinar exactamente que minerales de arcillas están presentes pero siempre tomando en cuenta las dos modalidades de dicho análisis, la porción total (Bulk) y la fracción de arcilla (<4 micras).

2. TIPOS DE DAÑOS DE FORMACIÓN Los principales procesos de daño de formación son:

!"Migración de Finos y Redepositación !"Arcillas Expandibles !"Precipitación de Minerales Secundarios !"Taponamiento por Sólidos !"Arenamiento !"Precipitación de Escamas Orgánicas (Asfaltenos / Parafinos) !"Precipitación de Escamas Inorgánicas !"Taponamiento por Inyección de Partículas !"Emulsión /Bloques de Agua !"Alteración de la Humectabilidad !"Taponamiento por Bacterias

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De estos procesos, en este curso se profundizará en aquellos que se asocian de una u otra manera a las características primarias y secundarias de la roca (!). A continuación se presentan los principales mecanismos de Daño de Formación Potencial y los elementos a los que son sensibles. Así se tienen que para: Ilita / Caolinita (migración de finos) --------! Sensibles a la alta tasa de flujo Esmectita (arcilla expandible) --------! Sensible al agua dulce Feldespatos (precipitación de sílice) --------! Sensibilidad al HF Calcita y Dolomita (precipitación de CaF2) --------! Sensibilidad al HF Clorita (precipitación de hidróxido de hierro) --------! Sensibilidad al HCl Arenamiento --------! Formaciones No Consolidadas Para comprender mejor lo que ocurre en los procesos que se van a estudiar, es importante reconocer el papel que juega la mineralogía en la generación de daños de formación, ya que, todos los minerales formadores de rocas, en un ambiente incompatible, presentan un potencial daño a la formación. El grado y tipo de daño es función de la composición del fluido, desarrollo del pozo y prácticas de explotación del yacimiento. El tipo y grado de sensitividad depende de: Composición Mineralógica / Química: Si se introducen fluidos al poro ocurren reacciones químicas adversas, ya que se pierde el equilibrio químico y termodinámico con la mineralogía de la roca. Los resultados principalmente pueden ser disolución, hinchamiento y/o precipitación de nuevos minerales. Abundancia Mineralógica: La presencia de grandes cantidades de minerales sensitivos influye directamente en el grado de sensibilidad del yacimiento. �

Tamaño Mineral: Los minerales con alta tasa de área superficial por volumen tienen mayor potencial de reaccionar con fluidos incompatibles, ya que las reacciones químicas ocurren en los contactos mineral-fluido. Morfología Mineral: La tasa de área superficial por volumen es una función de la forma del grano. Los minerales laminados, foliados, aciculares filiformes, como los minerales de arcilla, tienen superficies grandes que aumentan la sensibilidad del yacimiento al daño de formación. Ubicación Relativa de los Minerales en el Sistema Poroso: Los minerales que recubren y rellenan los poros son preferentemente contactados por cualquier fluido que se introduzca a la formación. Cabe destacar, que sí se consideran las características descritas, se puede determinar el por qué las arcillas son las mas sensibles al daño, ya que presentan tres de estos controles: La ubicación en el sistema poroso, la morfología y la tasa de área superficial por volumen los cuales son necesarios para que ocurra el daño de formación. 2.1. Migración de Finos y Redepositación Casi todas las arenas y areniscas productoras de hidrocarburos, contienen minerales (arcillas y limos), los cuales son fuentes potenciales de partículas finas móviles. El daño por migración de finos puede ser causado por una variedad de finos incluyendo arcillas, sílice amorfa, cuarzo, feldespatos, micas y carbonatos.


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Según los estudios en núcleos de Kersey (1988), los yacimientos mas susceptibles a sufrir migración de finos son aquellos que contienen mas de 10% de arcillas, contienen rocas bioturbadas contenedoras de arcilla detrítica y todas las rocas que contienen minerales autigénicos como relleno de poros. La migración de finos es un fenómeno de transporte controlado principalmente por arrastre hidrodinámico. La caolinita e ilita autigénica son susceptibles a la migración debido a la alta tasa de área superficial por volumen que ocupan y su pérdida de adhesión a las paredes de los poros. Las principales arcillas que presentan alta tendencia a migrar son la caolinita, ilita y clorita, debido a la capacidad de intercambio de catión (CEC) asociada al mecanismo de enlace roto. En general, los valores de CEC se incrementan a medida que la cristalinidad decrece.

Cabe destacar el concepto de la capacidad de intercambio de cationes (Cation Exchange Capacity, C.E.C.), que se define como la habilidad de la arcilla en adsorber iones sobre su superficie o bordes. El CEC es la propiedad de las arcillas que mas directamente influye sobre el daño de formación. A medida que el valor de CEC es mas alto, las cargas que existen en las arcillas están mas desbalanceadas o descompensadas y tiene mayor tendencia a dispersarse en fluidos acuosos. �

Los mecanismos que causan el intercambio de cationes son: 1.- Enlaces Rotos (Broken Bonds): Producen una sobrecarga negativa que es balanceada con la adsorción de cationes. 2.- Sustitución Iónica: Es el reemplazo de iones dentro de la estructura cristalina resultando en un desbalance de las cargas negativas en la unidad estructural de algunos minerales de arcilla. Se obtiene el balance con la adsorción de iones, principalmente en las superficies de clivaje. La tasa de reacción de intercambio es mas rápida para los enlaces rotos que para la sustitución iónica. La cantidad de cationes intercambiables es mayor en la sustitución iónica que en los enlaces rotos. En las reacciones de cambios iónicos se tiene que los cationes monovalentes son mas fácilmente reemplazables que los divalentes y éstos a su vez, son mas fácilmente reemplazables que los trivalentes. El hidrógeno es la excepción de la regla, ya que es mas difícil de reemplazar que los cationes trivalentes. Volviendo a la migración de finos se tiene que las placas de caolinita (Figura IV.3.), en forma de agregados y relleno de poros, son dispersadas fácilmente y pueden migrar a través de los poros llenando las gargantas de los poros mas pequeños. Usualmente se controlan con estabilizadores de arcillas.

FIGURA IV.3. CAOLINITA EN PLACAS SEUDOHEXAGONALES, RELLENANDO POROS

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La ilita, por su característica fibrosa (hilos), formando puentes en los cuellos de los poros (Figura IV.4.), puede romperse o moverse debido a una alta velocidad de flujo y colma la garganta de los poros causando daños graves. Debido a la tendencia de la ilita a romperse, se debe controlar la tasa de inyección en cualquier tratamiento donde se conozca su presencia. Debido a su morfología, duplican o triplican la relación poro / tamaño del cuello, afectando fuertemente la eficiencia en el proceso de recuperación. Además, con la estructura de hilos se crea un gran volumen de microporosidad, la cual aumenta las fuerzas capilares en los poros permitiendo que se aloje mayor cantidad de agua en los granos a los que está adherida. Esto resulta en una alta saturación de agua irreducible y una baja permeabilidad al gas o al petróleo. La ilita se puede disolver utilizando una mezcla de ácido clorhídrico e hidrofluórico.

FIGURA IV.4. DELICADAS FIBRAS DE ILITA FORMANDO PUENTES ENTRE LOS POROS

La clorita debido a su morfología (Figura IV.5.), semejante a la caolinita, puede migrar y también crear microporosidad, lo que retiene líquido, como en el caso de la ilita. Sin embargo, este mineral causa daño principalmente por su sensibilidad al ácido debido a que durante la disolución, el hierro se precipita en forma de gel de hidróxido férrico Fe(OH)3. La viscosidad de esta gelatina causa la obstrucción de la garganta de los poros.

FIGURA IV.5. PLACAS DE CLORITA BIEN DESARROLLADAS


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La reducción de permeabilidad (Figura IV.6.) ocurre cuando las partículas finas bloquean una garganta de poro, la cual, es mas pequeña en tamaño, que las partículas individuales o cuando muchas partículas finas pequeñas se alojan en un poro grande al mismo tiempo, compitiendo por pasar a través de la garganta lo cual resulta en la obstaculización de la misma.

FIGURA IV.6. REDUCCIÓN DE LA PERMEABILIDAD DEBIDO A FLUJO RÁPIDO A TRAVÉS DE NÚCLEOS

2.2. Arcillas Expandibles Las arcillas que tienden a expandirse son aquellas que presentan enlaces débiles, donde intercapas de cationes, agua o moléculas orgánicas pueden salir y entrar de la estructura fácilmente. También están asociadas a la sustitución iónica como mecanismo generador del intercambio de cationes. En general, este tipo de mecanismo ocurre en el grupo de las esmectitas (Figura IV.7.). Esta expansión trae consigo un aumento del volumen del espacio ocupado por estos minerales de arcillas, con la consiguiente reducción de la porosidad y permeabilidad (en aproximadamente dos órdenes de magnitud). �

El problema de expansión de las arcillas se puede evitar con el uso de fluidos con base de aceite o usando cloruro de potasio o amonio durante la perforación, completación y estimulación del pozo. Si la expansión ha ocurrido dentro del yacimiento, el daño se puede corregir acidificando con una mezcla de ácido hidroclórico (HCl) e hidrofluórico (HF). Además de la expansibilidad de la esmectita, este tipo de arcilla también presenta problemas de migración cuando el hinchamiento es excesivo y se presenta bordeando los poros, ya que la esmectita se rompe, permitiendo que las partículas libres migren en el sistema poral. Su estructura ocasiona que el sistema poral tenga un gran volumen que resulta en una alta saturación de agua irreducible.

A B FIGURA IV.7. ESMECTITA (A) ILITA / ESMECTITA (B)

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2.3. Precipitación de Minerales Secundarios (Autigénesis)

Todos los minerales representan un potencial daño de formación a través de la migración o de reacciones adversas a los fluidos de poros introducidos en la formación. Sin embargo, los minerales mas riesgosos, son aquellos que rellenan o delinean las paredes y gargantas de los poros. Dichos minerales son principalmente autigénicos (con excepción de los minerales formadores en rocas carbonáticas) y son clasificados generalmente como agentes cementantes. Dentro de este grupo se encuentran los minerales de arcillas autigénicas, mencionados con detalle anteriormente. En orden de importancia después de las arcillas autigénicas se encuentran los carbonatos y los feldespatos como minerales sensibles a causar daños de formación.

2.4. Taponamiento por Sólidos En el proceso de perforación existen dos formas básicas de causar daño al yacimiento, por taponamiento de sólidos y por invasión de filtrado. Estos daños ocurren debido a que durante la perforación se altera el equilibrio físico-químico, termodinámico y de esfuerzos entre las rocas, así como de los constituyentes minerales y los fluidos existentes. El grado y profundidad del daño durante la perforación son controlados por lo siguiente: • Morfología del poro de la formación • Mineralogía de la roca yacimiento • Cantidad de presión sobrebalance • Distribución del tamaño de las partículas sólidas dentro del lodo en relación con la distribución del tamaño de poro. • Química del filtrado del lodo de perforación • Contacto del fluido de perforación y la roca expuesta de la formación • Tasa de circulación del lodo. Los problemas potenciales causados durante las operaciones de perforación por invasión de sólidos y partículas del lodo son: • Taponamiento de la garganta de poros por formación de revoques internos • Movimiento de partículas • Incremento de la presión capilar causando la reducción del radio efectivo del poro. En general, el taponamiento por sólidos en el lodo de perforación es importante cuando: • La roca tiene grandes gargantas de poro. • El yacimiento es fracturado • Existe pérdida de circulación • Se planifica una completación a hoyo abierto • Se utiliza “salmuera sucia” de completación


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Las características que influyen en el taponamiento por sólidos (Figura IV.8.) son: • Los sólidos mas comunes son los carbonatos y las sales, los cuales son removidos por el fluido. • El conocimiento de la distribución de los tamaños de garganta de poros. • Si los sólidos son muy finos o muy gruesos pueden causar problemas. • Generalmente, se utiliza una extensa distribución.

FIGURA IV.8. ESQUEMA DEL PROCESO DE TAPONAMIENTO POR SÓLIDOS La Figura IV.9. presenta fotos de una misma muestra afectada, en diferente grado, por taponamiento de sólidos. A.- Invasión somera en roca caliza con buena permeabilidad (>2 Darcy), compatibilidad entre la distribución del tamaño de las partículas sólidas y la distribución del tamaño de garganta de poro. B.- Invasión profunda en la misma muestra de roca caliza, pero con incompatibilidad en la distribución de los tamaños de los sólidos y las gargantas de poros.

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FIGURA IV.9. DIFERENTES GRADOS DE TAPONAMIENTO POR SÓLIDOS

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2.5. Arenamiento

El arenamiento es un problema de producción en los yacimientos no consolidados y areniscas friables como consecuencia de:

!"Arrastre Hidrodinámico: Las partículas de areniscas débilmente cementadas pueden ser movilizadas y transportadas por un excesivo arrastre hidrodinámico inducido por alto diferencial de presión, altas tasas de flujo y alta viscosidad. El mecanismo de movimiento de la arena es semejante a la migración de finos. La movilización se inicia cuando el arrastre hidrodinámico excede la atracción intrínseca entre los granos de arena. En las formaciones no consolidadas que contienen crudos de baja gravedad y alta viscosidad, los granos de arena se mantienen típicamente adheridos al petróleo. El arrastre inducido por la alta viscosidad es suficiente para disgregar y mover los granos de arena.

!"Incremento de la saturación de agua irreducible: la fortaleza de la formación se debilita

por la remoción de finos y cementos, los cuales se llevan consigo los granos de arena.

!"Incremento del diferencial de presión: se debe a la reducción en la permeabilidad relativa del hidrocarburo.

!"Incremento de las fuerzas de compactación: Como la presión de poro es depletada

durante el proceso de producción, la roca en las cercanías del hoyo está sujeta a un incremento de la carga intergranular vertical. Consecuentemente, los granos de arena son compactados y comienzan a ser inestables.

!"La disolución de la sílice: proceso que ocurre durante las operaciones de recobro termal

con vapor. �

A partir de la descripción de núcleos y análisis petrográficos, se establece un flujograma de preguntas cuya respuesta permiten determinar el potencial de arenamiento de un yacimiento, ANEXO IV.1.

En la TABLA IV.1 se muestra un resumen de los problemas potenciales que pueden causar las sustancias presentes y qué evitar y qué utilizar.

TABLA IV.1. RESUMEN


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En el ANEXO IV.2. se muestra una tabla con el grado de reacción de las arcillas alogénicas y autigénicas ante los diferentes procesos de daño de formación potencial. El daño de formación que resulta de las reacciones adversas entre fluidos en los poros y los minerales del yacimiento son el resultado de reacción química (incompatibilidad de fluidos o procesos físicos, tal como el exceso de flujo tasa / presión). Los procesos de mayor importancia se resaltan en mayúsculas. En el ANEXO IV.3. se presenta un resumen de la severidad con que impactan los tipos de daño de formación estudiados a algunos de los procesos asociados al desarrollo de pozo y explotación de yacimiento.

3. VENTAJAS DE CONOCER LOS POTENCIALES DAÑOS DE FORMACIÓN

3.1. Sensitividad Mineralógica

La abundancia de minerales sensitivos al ácido puede ser la causa de problemas severos en la calidad diagenética. Un ejemplo típico lo constituyen las formaciones carbonáticas donde pueden presentarse problemas con la anhidrita la cual puede ser disuelta y reprecipitada. También es común encontrar en estas formaciones, siderita o ankerita (carbonatos de hierro) y pirita (sulfuro de hierro). Dichos minerales se disuelven fácilmente en el HCl y cuando el ácido alcanza el equilibrio con la calcita o dolomita (pH 4-5) entonces reprecipitan los componentes de hierro. La prevención de este tipo de daño se obtiene utilizando agentes secuestrantes de hierro en el ácido. En las areniscas, estas reacciones pueden ser mas severas que en los carbonatos. Los minerales precipitados durante una acidificación pueden formar puentes indisolubles entre los granos del esqueleto de una arenisca.

Las arcillas sensitivas a los procesos de acidificación son principalmente: Clorita: Esta arcilla es generalmente rica en hierro y parcialmente soluble al HCl, quedando el hierro como gel de hidróxidos de hierro. Estas formas de hierro son imposibles de eliminar y causan daño de formación irreversible. Por lo tanto, si la arenisca contiene clorita se debe acidificar con mucho cuidado o no acidificar en lo absoluto. Esmectita: Sólo representa problema con la acidificación (o cualquier fluido acuoso) sí la esmectita está presente en un rango de 5 - 10%. Para resolver este daño, se debe utilizar tratamiento por fracturamiento hidráulico para estimular el pozo. En general, se tiene que para formaciones que contengan: Caolinita: Se recomienda la acidificación como tratamiento de recuperación secundaria, siempre y cuando se utilice un inhibidor de arcillas que impida la migración de las placas de caolinita. Esmectita: Se recomienda la acidificación siempre y cuando el contenido de la misma no sea mayor a 5%. Clorita: No se debe acidificar. Ilita: Se puede acidificar pero se debe controlar la tasa de inyección, especialmente si el tamaño de garganta de poro predominante es microporo: < 0.5 µm.

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En ANEXO IV.4. se presentan los principales procesos de daño de formación y los minerales afectados. En la FIGURA IV.10. se muestra el grado de sensitividad de las arcillas con los dos principales ácidos presentes en los trabajos de pozos.

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FIGURA IV.10. GRADO DE SENSITIVIDAD DE LAS ARCILLAS

3.2. Evidencia Diagenética Es factible recomendar diferentes tipos de fluidos de perforación cuya constitución sea compatible con la composición mineralógica de la litología (lutitas, areniscas, calizas, etc.) presentes en la columna a perforar, así como con la distribución y estructura cristalina de los minerales de arcillas presentes. Dicha compatibilidad hace posible controlar los procesos físicos-químicos de adsorción, intercambio iónico y otros fenómenos que ocurren en las paredes del pozo durante la perforación y prevenir efectos peligrosos como el desplome y desmoronamiento de las paredes del hoyo durante dicho proceso. Del análisis de cada uno de los procesos diagenéticos, se derivan conocimientos intrínsecos que pueden llevar a los especialistas a reducir costos y aumentar el factor de confiabilidad en la consecución de los objetivos de producción. Sin embargo, para obtener dichos conocimientos, se debe invertir en la realización de estudios de la roca (¡la mejor evidencia con la que contamos!), bien sea en forma de núcleo, muestra de pared o ripios. �

Después de realizar el análisis petrográfico y diagenético así como integrar con las otras disciplinas del modelo estático de yacimientos, se puede utilizar los resultados de la siguiente manera:


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En el proceso de compactación: Se sabe que se pierde en promedio 10% de la porosidad original debido a este proceso y que esta porosidad perdida es irreversible. Por esta razón, al conocer nuestro yacimiento, podemos evitar gastar dinero en procesos de recuperación en zonas donde la roca nos indica que la compactación fue el principal factor reductor de la porosidad y buscar solucionar el problema fracturando el yacimiento. El mismo efecto se obtiene cuando ocurre el proceso de presión-solución con el adicional que este proceso incluye además el factor químico a la compactación, facilitando iones minerales para otros procesos diagenéticos. Aunque los procesos diagenéticos contribuyen a generar porosidad, hay que estar atentos a la posibilidad que la permeabilidad no cambie, ya que, para que la permeabilidad mejore hace falta la interconexión de los poros. Entre los procesos diagenéticos que generan porosidad, el proceso de disolución es el mas importante debido a la amplia gama de materiales que afecta y a que puede perdurar a través del tiempo de todas las etapas diagenéticas. Este proceso genera poros secundarios en rocas que ya han sido afectadas por los procesos de compactación y cementación, ambos reductores de la porosidad. El conocimiento de la magnitud de la disolución permite discernir entre las rocas a las cuales se deben aplicar tratamientos adicionales para mejorar la producción y a cual no, impactando directamente el gasto asociado al pozo. Entre los procesos diagenéticos reductores de porosidad y permeabilidad, el mas importante es el proceso de cementación o precipitación de minerales en los espacios porosos. Debido a la diversidad de minerales autigénicos que se pueden originar en una roca a través de la diagénesis, el proceso de cementación toma relevancia en cuanto al impacto negativo en la calidad del yacimiento. Dentro de este proceso de cementación, cabe mencionar especialmente, la precipitación de arcillas autigénicas, la cual, es uno de los factores principales causante de daño de formación. En cuanto a los procesos de alteración, reemplazo y recristalización, los mismos tendrán efectos negativos sobre el yacimiento en la medida que se desconozca la presencia de minerales de arcillas, carbonatos y otros que puedan ser sensibles al tipo de lodo de perforación o a tratamientos de recuperación secundaria. Cuando éstos son inadecuados, pueden causar daños considerables e irreversibles en algunos casos y afectar a la roca con la consecuente desmejora de la calidad del yacimiento.

4. IMPLICACIONES ECONÓMICAS

Cuando las reservas merman y los costos de exploración / producción aumentan se hace inminente una efectiva prevención y/o tratamiento del daño de formación para maximizar la productividad. Por lo tanto el daño de formación puede transformarse en un verdadero dolor de cabeza en la industria petrolera. Por esta razón es importante conocer, antes de la perforación de un pozo en un determinado yacimiento, que la roca reservorio y sus constituyentes minerales, así como los fluidos presentes, se encuentran esencialmente en un estado de equilibrio físico-químico y termodinámico. Dicho equilibrio es alterado durante el proceso de perforación cuando lodos y fluidos ajenos al entorno, son introducidos en el mismo, causando una elevación de la presión de poro del yacimiento.

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El resultado del diferencial de presión, generalmente llamado presión sobrebalance, promueve la invasión de materiales coloidales y filtrados a la formación en la región próxima del hoyo del pozo donde se reduce intrínsicamente la permeabilidad. Igualmente el equilibrio químico es alterado por las reacciones de los fluidos introducidos con los minerales presentes en la roca huésped resultando en la disgregación o rotura de los minerales constituyentes haciendo a los mismos proclives a la migración, formación de puentes y taponamiento de los poros. Así, el daño de formación constituye una condición que aparece cuando se desarrollan las barreras de flujo en las paredes del hoyo del pozo dando lugar a una tasa mas baja de producción o de inyección. Este problema se ha reconocido por varias décadas como el principal factor en la producción anormal, declinación anormal de la producción y en los bajos niveles de inyectividad en la mayoría de los yacimientos petrolíferos. Como consecuencia, muchas zonas con hidrocarburos, económicamente rentables, han sido mal diagnosticadas como no productivas. La pérdida por pozo puede alcanzar proporciones de millones de dólares por año y el retorno de la inversión se puede retardar a través del tiempo, debido al daño de formación.

En la FIGURA IV.11. se muestra la relación Inversión Versus Recobro de la misma, a través del tiempo en el desarrollo de un pozo y como impacta el hecho de que la formación esté dañada o no.

FIGURA IV.11. INVERSIÓN VS. RECOBRO EN FORMACIONES DAÑADAS O NO

Para finalizar, se discutirán algunas recomendaciones desde el punto de vista geológico, para el diseñar perforaciones, completaciones y programas de estimulación de pozos sin o con mínimo daño: A.- Utilizar los resultados de análisis de datos petrográficos y dinámicos de núcleos

!"Identificar las rocas sensitivas. !"Especificar el tipo y extensión de los yacimientos sensitivos. !"Recomendar análisis específicos de ingeniería para medir la sensitividad de la formación. !"Recomendar tratamientos reparadores.


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B.- Identificar los mecanismos de daño de formación

!"Reacciones químicas, producto de mezclas de fluidos incompatibles. !"Rocas sensitivas al agua, al ácido clorhídrico y al ácido fluorhídrico. !"Reacciones físicas, producto de tasas de flujo excesivas, presiones temporales y/o

invasión de sólidos provenientes del lodo. !"Producción de arena.

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C.- Definir cuales son los controles geológicos sobre el potencial daño de formación

!"Rocas sensitivas al agua: Todos los yacimientos de rocas clásticas, excepto aquellos que contienen sólo arcillas autigénicas como relleno de poro, ya que las rocas mas sensitivas contienen arcillas autigénicas esmectita delineando los poros.

!"Rocas sensitivas al ácido clorhídrico: Todos los yacimientos de rocas clásticas debido a la presencia de pirita. Las rocas mas sensitivas son las que contienen arcilla tipo clorita como cubierta de granos.

!"Rocas sensitivas al ácido fluorhídrico: Todos los yacimientos de rocas clásticas debido a la presencia de carbonatos de calcio. Las rocas mas sensitivas son las cementadas por minerales de carbonato de calcio.

!"Migración de finos: Todos los yacimientos clásticos que contengan mas de 10% de arcillas en formas de relleno y delineando poros.

!"Producción de arena: Todos los yacimientos cementados por arcillas y yacimientos no consolidados.

5. INTEGRACIÓN E IMPACTO DE LA PETROGRAFÍA-SEDIMENTOLOGÍA CON OTRAS DISCIPLINAS DEL MODELO ESTÁTICO

Cuando se requiere realizar un estudio integral de un yacimiento determinado, es necesario realizarlo en varias fases lo cual permitirá lograr el nivel de conocimiento adecuado de dicho yacimiento y generar un plan de explotación eficaz y eficiente. En términos generales, se considera una Primera Etapa de recolección y validación de los datos existentes, con la finalidad de evaluar y diagnosticar la información disponible y el estado actual del yacimiento. Para así determinar la factibilidad de realizar las fases posteriores del estudio, definiendo el objetivo y alcance del mismo en base a la información útil y validada recolectada. En una Segunda Etapa, se realiza el análisis estático integrado del yacimiento, durante la cuál se establecen las características estratigráficas, estructurales, sedimentológicas y petrofísicas de la roca, así como las características convencionales de los fluidos presentes en el yacimiento. El modelo estático resultante es una representación gráfica de los parámetros de ubicación, distribución, forma y variaciones internas de los elementos litológicos y fluidos en condiciones originales que conforman el área de estudio, basado en el procesamiento de la información geológica, petrofísica y de yacimiento. En este punto, se debe analizar la factibilidad económica de elaborar un plan de explotación con los resultados de la segunda etapa, o si es conveniente continuar con la realización de la Tercera Etapa, la cual consiste en el análisis numérico del yacimiento (simulación dinámica) así como determinar en cuáles yacimientos es rentable realizar dicha fase.

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Por último, en la Cuarta Etapa se definen los casos de predicción de comportamiento en los yacimientos seleccionados. Esto consiste en establecer diferentes escenarios de explotación del yacimiento, considerando el recobro óptimo y rentable en cada caso. Se debe predecir la distribución de fluidos y el comportamiento de producción y presión del yacimiento con la finalidad de seleccionar el plan óptimo de explotación del mismo. Dentro del marco de la Segunda Etapa, se realiza el análisis petrográfico como parte de la determinación del modelo sedimentológico. En este paso, se compaginan los datos microscópicos y macroscópicos obtenidos de estos análisis con la finalidad de incrementar la confiabilidad de estos resultados. Paralelamente al modelaje sedimentológico, se realizan las actividades asociadas a las diferentes disciplinas del modelo estático que aun siendo independientes, deben ser cotejadas entre sí. Esto permite que el producto final refleje un resultado congruente y en ningún caso este resultado debe ser contradictorio, ya que la médula de un estudio integrado de yacimientos es la integridad, congruencia y confiabilidad del modelo estático el cuál es la base para las siguientes etapas (simulación, predicción, plan de explotación) en el desarrollo de un yacimiento. A nivel mundial, se considera como una Mejor Práctica que el rango de confiabilidad de un estudio y el éxito del plan de explotación estén íntimamente ligados al control en la ejecución de cada uno de los pasos señalados anteriormente. La mejor manera de lograr esta meta es estableciendo integraciones parciales entre los diferentes modelos. A continuación se muestra una forma de ilustrar las interrelaciones de las disciplinas del modelaje estático en un estudio integrado (FIGURA IV.12.):

FIGURA IV.12. MODELAJE ESTÁTICO

Algunas de las aplicaciones de la integración del análisis petrográfico con las diferentes disciplinas del modelo estático que se sugieren son: Una aplicación directa del análisis petrográfico es la posibilidad de cartografiar (ubicación horizontal) o representar en secciones (ubicación vertical) cada una de las características de la roca y así obtener una visión tridimensional de nuestro yacimiento en base a extrapolaciones entre los pozos con núcleos dentro del yacimiento y su correlación con la respuesta en el registro del pozo y la respuesta de la sísmica.


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M

Una sugerencia práctica para describir la arquitectura y composición de cada pozo a partir de los resultados del análisis petrográfico, es la utilización de % como subíndices de los componentes mineralógicos, de la descripción de datos normalizados de la muestra o de los minerales diagenéticos y realizar mapas para caracterizar un yacimiento asociado a las facies sedimentológicas. Por ejemplo: E60 M0 C15 P25 Donde: E: Estructura de Grano M: Matriz C: Cemento P: Porosidad O Q75 F13 L12 Donde: Q: Cuarzo F: Feldespato L: Fragmentos Líticos Otra aplicación se basa en realizar estos mapas con los datos asociados a diferentes tipos de arcillas autigénicas o tipos de cementos así como tipos y abundancia de porosidad integrando siempre con la información disponible. Una vez que se realice la cartografía de las arcillas presentes en el yacimiento de interés, se obtendrá un mayor conocimiento de la tendencia en la distribución de las mismas y así se podrán prevenir los daños de formación intrínsecos a la roca y en especial, aquellos generados por la presencia de minerales sensitivos. Cuando el yacimiento está conformado por areniscas arcillosas que tienen permeabilidades no económicas por la presencia excesiva de arcillas, se debe determinar sí éstas son detríticas o autigénicas. Sí las arcillas son detríticas, se deben seleccionar áreas donde los niveles de energía del ambiente de depositación favorezcan la reducción en el contenido de arcillas (integración con la sedimentología). Si las arcillas son autigénicas, el esfuerzo se debe concentrar en zonas estratigráficas en donde la mineralogía favorezca la reducción en el contenido detrítico y/o donde el soterramiento somero, bajo gradiente de temperatura o bajas presiones preserve el alto nivel de porosidad y permeabilidad (integración con la sedimentología y estratigrafía). Como Mejor Práctica se deben integrar los resultados de los análisis bioestratigráficos disponibles para determinar superficies de inundación, de erosión y la respuesta que las mismas tienen en los registros eléctricos de los pozos y en la sísmica, lo cual permitirá realizar la extrapolación a todo el yacimiento.

IV-17

M

M

M

M

M

M

De igual modo, al comparar los resultados del análisis sedimentológico con el modelo petrofísico, se pueden determinar zonas a recibir distintos tratamientos, así como también las unidades de flujo del yacimiento. Por ejemplo, sí se tiene una zona con predominio de gargantas de poros tipo microporo o mesoporo y además en dicha zona se encuentran arcillas sensitivas a algunos de los fluidos utilizados para la perforación, se puede determinar qué tipo de tratamiento es el mas adecuado para la optimización de la producción e inclusive puede preverse cualquier tipo de problema de esta índole en pozos futuros. El conjunto de análisis asociados a las geociencias se integra a su vez con el análisis convencional de yacimiento, permitiendo determinar anomalías en el comportamiento original de los fluidos así como obtener un mayor grado de certeza al elaborarse los cálculos de las reservas de fluidos. Antes de decidir la realización del análisis numérico, se puede realizar un análisis estadístico mediante la determinación del modelo estocástico. El modelaje estocástico de yacimientos está enfocado en la generación de múltiples escenarios con alta resolución y los cuales están condicionados a la data disponible. Estos escenarios constituyen diferentes respuestas probabilísticas del mismo modelo estático. Por lo tanto, al incluir en el mismo los resultados del análisis petrográfico le estamos impartiendo mayor relevancia y certitud a dicho modelo tal y como se ha mencionado con anterioridad. En la FIGURA IV.13. se muestran las similitudes y diferencias entre el tratamiento determinístico y estocástico, principalmente se tiene que ambos parten de la misma información (pasos 1 y 2) y la diferencia radica en que con el modelo estático (tratamiento determinístico) se obtiene una respuesta única para la descripción del yacimiento. Por otra parte, con el modelo estocástico se obtiene varios escenarios que nos permiten discernir a su vez, varios comportamientos para decidir cual o cuales son los mas asertivos para el caso del yacimiento en estudio.

�

�

�

FIGURA IV.13. MODELO DETERMINÍSTICO Y ESTOCÁSTICO

IV-18

M

M

M

M

M

M

En el ANEXO IV.5. se observa la interrelación entre todas las disciplinas y como influyen en la determinación del modelo estocástico. En conclusión, tres puntos se deben considerar en cuanto a potencial de daño de formación se refiere: • Diseñar y utilizar el sistema de lodo apropiado para la mineralogía presente en el yacimiento de interés. Aunque la inversión sea mas costosa, los resultados retribuirán con creces estos gastos, permitiendo recobrar la inversión de manera eficaz y mas rápida. • Pozos con baja productividad pueden estar asociados a pobre calidad del yacimiento, pero algunos pueden ser pobres productores debido a que han sufrido daño por falta de atención a los detalles del yacimiento. • La exploración y explotación efectiva y eficaz de un yacimiento demanda el conocimiento del tipo, distribución y ubicación de las arcillas en el mismo, así como la naturaleza de su origen (detríticas o autigénicas), el grado de sensitividad y tipo de reacciones ante los fluidos externos. Para finalizar, pensemos que tenemos las herramientas, conocemos las técnicas y el valor agregado de realizar análisis petrográficos a nuestros yacimientos. Por otra parte, también conocemos las características de la roca que pueden ocasionar daño y al integrar todos estos ítems entre sí y con otras disciplinas, podemos garantizar una mejor y eficaz explotación de los yacimientos de interés, con una inversión justa que evitará gastos innecesarios mas adelante por malas prácticas o desconocimiento del yacimiento. La clave está en integrar toda la información del yacimiento para conocerlo realmente y sacar el mayor provecho de los análisis, en especial los asociados a la roca que es nuestro principal testigo de lo que ocurre en el yacimiento.

IV-19

M

M

M

M

M

M

BIBLIOGRAFÍA


M

M

M

M

M

M

V. BIBLIOGRAFÍA Core Laboratories Venezuela, S.A. (1990) “Advances in Formation Damage Assessment and Control Strategies”. Western Atlas International. Inc. Folk, R.L. (1974) “Petrology of Sedimentary Rocks” Hemphill Publish Company, Austin, Texas, 182p. Hurlburt, C.S y Klein C. (1984) “Manual de Mineralogía de Dana” Editorial Reverté, S.A., 3ra. Edición, Barcelona, España, 564p. Kerr, P. (1965): “Mineralogía Óptica” Mc Graw-Hill Book Company, 3ra. Edición, New York, USA, 433p. McBride, E. (1983): “Sandstone Diagénesis: Principles Useful in Exploration (Short Course)” New Orleans Geological Society, Texas, USA, 40p. Pettijohn, F., Potter, P. and Siever, R. (1973): “Sedimentary Rocks” Springer-Verlag. 618 p. Reid, P. (2002) “Minimising Formation Damage Drilling Fluid Design & Practices” SPE, Junio. Sandoval, M. (2000): “Diagénesis de Areniscas” Campos A. Gráficas C.A., Caracas, Venezuela, 414p. Scholle, P. (1979): “A Color Illustrated Guide to Constituents, Texture, Cements, and Porosities of Sandstone and Associated Rock”. The American Association of Petroleum Geologist, Tulsa, Oklahoma, USA. Welton, J. (1984): “SEM Petrology Atlas”, The American Association of Petroleum Geologist, Tulsa, Oklahoma, USA. 237 p.

Páginas Web

http://cipres.cec.uchile.cl/agallego/geologia

http://csmres.jmu.edu/geolab

http://ice.ds.ub.es/master-html/html5/realizaciondecortes.html

http://plata.uda.d/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/

http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/

http://plaza.snu.ac.kr/~lee2602/atlas/cath_intro

http://seis.natsci.csulb.edu/basicgeo/IGNEOUS_TOUR

V-1


http://csmres.jmu.edu/geolab

http://ice.ds.ub.es/master-html/html5/realizaciondecortes.html

http://plata.uda.d/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/

http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/

http://plaza.snu.ac.kr/~lee2602/atlas/cath_intro

http://seis.natsci.csulb.edu/basicgeo/IGNEOUS_TOUR

M

M

M

M

M

M

Páginas Web (Continuación)

http://sorrel.humboldt.edu/~jdl1/petrography.page

http://weba/uwgb.edu/

www.bdrg.esci.keele.ac.uk

www.brocu.ca/eoarthsciences/people/gfinn/petrology www.conicet.gov.ar www.cseg.ca/conferences/2000/704.pdf www.danival.org www.fcaglp.unlp.edu.ar/~nicolas/geoglos/ www.geolab.unc.edu/Petunia/IgMetAtlas/mainmenu.html www.iucr.org/iucr-top/comm/cteach/pamphlets/2/es/nodes5 www.ncpgg.adelaide.edu.au www.personales.mundivia.es www.science.ubc.ca/~geol202/igneous/extru www.science.ubc.ca/~geol202/igneous/intru www.science.ubc.ca/~geol202/meta www.science.ubc.ca/~geol202/sed/carb www.science.ubc.ca/~geol202/sed/sili www.shimadzu.com.br www.terra-es/personales2/rocasgalicia/gali www.tulane.edu/~sanelson/geol211/biaxial www.uned.es/cristamine/crist_opt/cropt_luz_crist www.usask.ca/geology/classes/ www.uwgb.edu/dutchs/petrology/thinsect

V-2
http://sorrel.humboldt.edu/~jdl1/petrography.page

http://weba/uwgb.edu/

http://www.bdrg.esci.keele.ac.uk/

http://www.brocu.ca/eoarthsciences/people/gfinn/petrology

http://www.conicet.gov.ar/

http://www.cseg.ca/conferences/2000/704.pdf

http://www.danival.org/

http://www.fcaglp.unlp.edu.ar/~nicolas/geoglos/

http://www.geolab.unc.edu/Petunia/IgMetAtlas/mainmenu.html

http://www.iucr.org/iucr-top/comm/cteach/pamphlets/2/es/nodes5

http://www.ncpgg.adelaide.edu.au/

http://www.personales.mundivia.es/

http://www.science.ubc.ca/~geol202/igneous/extru

http://www.science.ubc.ca/~geol202/igneous/intru

http://www.science.ubc.ca/~geol202/meta

http://www.science.ubc.ca/~geol202/sed/carb

http://www.science.ubc.ca/~geol202/sed/sili

http://www.shimadzu.com.br/

http://www.terra-es/personales2/rocasgalicia/gali

http://www.tulane.edu/~sanelson/geol211/biaxial

http://www.uned.es/cristamine/crist_opt/cropt_luz_crist

http://www.usask.ca/geology/classes

http://www.uwgb.edu/dutchs/petrology/thinsect

M

M

M

M

M

M

ANEXOS


M

M

M

M

M

M

ANEXO I.1.

TABLA DE COLORES DE MICHEL LEVY


CAPÍTULO I - INTRODUCCIÓNANEXO I.1

TABLA DE COLORES DE MICHEL LEVY

Mod

ific

ado

de K

err

(19

65

)

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.2.

TABLA PARA IDENTIFICACIÓN DE MINERALES OPACOS


CAPÍTULO I - INTRODUCCIÓN

Mod

ific

ado

de K

err

(19

65

)

Col

or

con

Lu

z R

efle

jada

Min

eral

Par

ticu

lari

dade

s

Neg

ro...

......

......

......

......

.....

Gra

fito

......

......

......

......

......

......

....

Frec

uen

tem

ente

se

pr

esen

ta

en

esca

mas

del

gada

s o

part

ícu

las

aisl

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co

n

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ón

mic

ácea

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ued

e pr

esen

tars

e en

fo

rma

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in

clu

sion

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Am

arill

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......

......

......

.P

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a....

......

......

......

......

......

......

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ista

les

euh

édri

cos

son

com

un

es,

con

sec

cion

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uad

rada

s, t

rian

gula

res

o re

ctan

gula

res.

Ex

folia

ción

in

dist

inta

o

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nte

. R

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a

la

dure

za.

Bro

nce

o r

ojo

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e....

.....

Pir

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na.

......

......

......

......

......

....

Se

encu

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a en

m

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y oc

asio

nal

men

te,

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rist

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tab

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res.

D

e co

lor

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uro

qu

e la

pir

ita.

Am

arill

o la

tón

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erte

......

...C

alco

piri

ta...

......

......

......

......

.....

Se

encu

entr

a en

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asas

y

ocas

ion

alm

ente

en

cri

stal

es e

uh

édri

cos.

A

mar

illo

mas

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uro

qu

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pir

ita

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n m

enor

rel

ieve

.A

zul

acer

o,

rojo

o

neg

ro...

......

......

......

......

......

Hem

atit

es...

......

......

......

......

......

..R

ojo

sang

re e

n l

os b

orde

s tr

ansl

úci

dos.

A

ve

ces

mu

estr

a pa

rtic

ión

. S

e en

cuen

tra

en c

rist

ales

eu

héd

rico

s y

en

mas

as.

ANEXO I.2

IDENTIFICACIÓN DE MINERALES OPACOS


Mod

ific

ado

de K

err

(19

65

)

Col

or

con

Lu

z R

efle

jada

Min

eral

Par

ticu

lari

dade

s

Neg

ro v

iole

ta...

......

.....

......

Ilm

enit

a....

......

......

......

......

......

....

Mas

vio

leta

o p

úrp

ura

que

la h

emat

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. P

arti

ción

bas

al y

com

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men

te,

cris

tale

s la

min

ados

. A

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udo

se

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a co

n m

agn

etit

a

Neg

ro a

zula

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cero

......

...M

agn

etit

a....

......

......

......

......

......

.Lo

s cr

ista

les

octa

édri

cos

(oca

sion

alm

ente

d

odec

aédr

icos

) so

n co

mu

nes

. El

m

iner

al

pued

e te

ner

pa

rtic

ión

oc

taéd

rica

. Fr

ecu

ente

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es u

n m

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rim

ario

.N

egro

h

ierr

o o

neg

ro

pard

uzco

......

......

......

......

...C

rom

ita.

......

......

......

......

......

......

Usu

alm

ente

pa

rdo

en

los

bord

es

delg

ados

. C

on

frec

uen

cia

se

le

encu

entr

a co

n s

erpe

nti

na.

Par

do a

mar

illo.

......

.....

......

Lim

onit

a....

......

......

......

......

......

...So

n c

omu

nes

los

agre

gado

s pi

solít

icos

y

mas

ivos

. Lo

s bo

rdes

de

lgad

os

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ansp

aren

tes,

osc

urec

en e

ntr

e n

icol

es

cru

zado

s.

Bla

nco

......

......

......

......

......

.Le

uco

xen

o....

......

......

......

......

......

Un

a al

tera

ción

opa

ca, b

lan

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de

gran

o fi

no,

pr

odu

cto

de

los

min

eral

es

prim

ario

s de

tit

anio

.

CONTINUACIÓN DEL ANEXO I.2

IDENTIFICACIÓN DE MINERALES OPACOS

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.3.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS PLUTÓNICAS



Mod

ific

ado

de w

ww

.sci

ence

.ubc

.ca/

~ge

ol2

02

/ig

neo

us

ANEXO I.3

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.4.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS VOLCÁNICAS



Mod

ific

ado

de w

ww

.sci

ence

.ubc

.ca/

~ge

ol2

02

/ig

neo

us

ANEXO I.4

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.5.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS PIROCLÁSTICAS



Aft

er F

ish

er, 1

96

6

BR

ECH

A

PIR

OC

LÁST

ICA

BLO

QU

ES Y

BO

MB

AS

LAP

ILLI

LAP

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CEN

IZA

S

Mod

ific

ado

de w

ww

.sci

ence

.ubc

.ca/

~ge

ol2

02

/ig

neo

us

ANEXO I.5

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.6.

PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS ÍGNEAS



Identificación de la Muestra:________________

Texturas Ígneas:________________

CRISTALINIDAD( ) Holocristalina( ) Hipocristalina( ) Holohialina

FÁBRICAEquigranular( ) Idiomórfico( ) Hipidiomórfico

Inequigranular( ) Seriado( ) Porfirítico

GRANULARIDAD( ) Fanerítica( ) Afanítica

Tamaño de grano promedio:________________mm

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA

IC:____

A:____ P:____ Q/F:____

Nombre de la Roca_________________________

1- ____________ ___% ( ) 2- ____________ ___% ( )

3- ____________ ___% ( ) 4- ____________ ___% ( )

ANEXO I.6

PLANILLA DE PETROGRAFÍADE LAS ROCAS ÍGNEAS

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.7.

PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS



PLANILLA DE PETROGRAFÍADE LAS ROCAS METAMÓRFICAS


TEXTURAS

GRANOBLÁSTICAS( ) Idioblástica( ) Hipidioblástica( ) Xenoblástica

FOLIADA( ) Pizarrosa( ) Filítica( ) Esquistosa( ) Gnéisica

CATACLÁSTICA( ) Brecha( ) Cataclástica( ) Milonita

( )Porfiroclástica

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA

Nombre de la Roca________________________________

1- ____________ ___% ( ) 2- ____________ ___% ( )

3- ____________ ___% ( ) 4- ____________ ___% ( )

PORFIDOBLÁSTICA( ) Porfidoblástica( ) Poiquiloblástica

Rango Presión________Kb Rango Temperatura_________°CFacies Metamórficas_______________________________Asociación Mineral Diagnóstica_______________________

Tamaño de grano promedio____

M

M

M

M

M

M

ANEXO I.8.

PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS




Clasificación:________________

Aloquímicos

Estructuras:Biogénicas________________Físicas___________________

Tipo de Porosidad:___________________( %)___________________( %)

Ortoquímicos

Ambiente de Sedimentación_________________________

Fósiles1.- ________________( %)2.- ________________( %)3.- ________________( %)4.- ________________( %)5.- ________________( %)6.- ________________( %)7.- ________________( %)

Extraclastos

Cuarzo ( %)Arcillas ( %)Feldespatos ( %)Accesorios ( %)Otros ( %)

Ooides1.- Radiales ( %)2.- Concéntricos ( %)Peloides ( %)Intraclastos ( %)1.- Fragmentos Fósiles ( %)2.- Agregados o “Grappes” ( %)3.- Otros ( %)

Micrita ( %)Espato ( %)Microespatos ( %)

PLANILLA DE PETROGRAFÍADE LAS ROCAS CARBONÁTICAS

M

M

M

M

M

M

ANEXO II.1.

ESQUEMA PARA DETERMINAR LA MADUREZ TEXTURAL


CAPÍTULO II – ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICASANEXO II.1

INMADURA

SUBMADURA

MADURA

SUPERMADURA

ContenidoMatrizArcillosa

Escogimiento

Redondez

Matriz>5%

Subangular

Redondeado

Bueno a Muy Bueno (σσσσ<0.5)

Modificado de Folk, 1974

ESQUEMA PARA DETERMINAR LA MADUREZ TEXTURAL

M

M

M

M

M

M

ANEXO II.2.

CLASIFICACIÓN DEL SISTEMA POROSO POR SCHMIDT, MCDONALD, Y PLATT, 1977



(1)

Dis

olu

ción

P

arci

al

(2)

Mól

dico

s

(3)

Empa

que

Het

erog

éneo

(6)

Gra

nos

Cor

roíd

os

(5)

Por

osEl

onga

dos

(7)

Gra

nos

“Hon

eyco

mbe

d”

(8)

Gra

nos

Frac

tura

dos

(4)

Por

osSo

brec

reci

dos

Car

bon

ato

/ Su

lfat

oG

ran

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zoG

ran

o d

eFe

ldes

pato

sP

oros

idad

Mod

ific

ado

de S

chm

idt,

McD

onal

d, y

Pla

tt,1

977

CLASIFICACIÓN DEL SISTEMA POROSOPOR SCHMIDT, McDONALD, Y PLATT, 1977

M

M

M

M

M

M

ANEXO II.3.

OTRAS CLASIFICACIONES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS



Ref

eren

cia

Bas

e d

e la

Cla

sifi

caci

ónEl

emen

tos

Pri

nci

pale

s de

la C

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fica

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Com

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rios

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19

33

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íaC

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zoFr

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s d

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Pri

mer

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z qu

e se

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di

agra

ma

tria

ngu

lar

para

co

mpo

sici

ón d

e ar

enis

cas

Kry

nin

e (1

94

8)

Cu

arzo

Mic

as y

clo

rita

Feld

espa

to

y ca

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ita

Ign

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los

frag

. d

e ro

ca,

Gra

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ca s

e ba

sa s

ólo

en m

icas

y

clor

ita

Folk

(1

95

4)

Cu

arzo

y

cher

tFr

ag.

de

roca

m

etam

órfi

ca,

mic

as y

cu

arzo

m

etam

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co

Feld

espa

to

y fr

ag.

de

roca

vo

lcán

ico

Gra

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ca

basa

da

en

con

stit

uye

nte

s m

etam

órfi

cos.

Ig

nor

a lo

s fr

ag.

de

roca

se

dim

enta

ria

Van

An

del

(1

95

8)

Cu

arzo

Frag

men

tos

de

roca

y c

her

tFe

ldes

pato

Gra

uva

ca

basa

da

en

frag

. d

e ro

ca y

ch

ert

Füch

tbau

er

(19

59

)C

uar

zoFr

agm

ento

s d

e ro

ca y

ch

ert

Feld

espa

toR

econ

oce

tipo

s d

e ar

enis

cas

rica

s y

pobr

es e

n a

rcill

a

Hu

bert

(1

96

0)

Cu

arzo

, ch

ert

y m

etac

uar

cita

Mic

as y

fra

g. d

e ro

ca m

icác

eos

Feld

espa

to

y fr

ag.

de

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cr

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lina

feld

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Frag

. d

e ro

ca n

o-m

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eos

no

son

tr

atad

os

com

o co

nst

itu

yen

tes

may

ores

. C

lasi

fica

ción

di

señ

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orig

inal

men

te

para

ro

cas

feld

espá

tica

s

Tom

ado

de P

etti

joh

n, P

otte

r an

d Si

ever

s, 1

97

3OTRAS CLASIFICACIÓN DE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

CAPÍTULO II – ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICASCONTINUACIÓN ANEXO II.3

Tom

ado

de P

etti

joh

n, P

otte

r an

d Si

ever

s, 1

97

3

Ref

eren

cia

Bas

e d

e la

Cla

sifi

caci

ónEl

emen

tos

Pri

nci

pale

s de

la C

lasi

fica

ción

Com

enta

rios

Fuji

i (1

96

2)

Min

eral

ogía

Cu

arzo

y c

her

tFr

agm

ento

s d

e ro

caFe

ldes

pato

Div

ide

el

triá

ngu

lo

en

cin

co

cam

pos

Shu

tov

(19

67

Cu

arzo

Feld

espa

toIg

nor

a lo

s m

icas

gra

nde

s. T

ien

e 8

cla

ses

McB

rice

(1

96

3)

Cu

arzo

, ch

ert

y cu

arci

ta

Feld

espa

toD

ivid

e el

tri

ángu

lo e

n 1

2 c

ampo

s fo

rman

do

tres

gr

upo

s pr

inci

pale

s.

Gra

uva

cas

basa

das

en e

l con

ten

ido

de

frag

. de

roca

Teod

orov

ich

(1

96

7)

Cu

arzo

Frag

men

tos

de

roca

Feld

espa

to

y m

ica/

clor

ita

18

su

bdiv

isio

nes

d

el

triá

ngu

lo;

adic

ion

a el

mat

eria

l pir

oclá

stic

o

Tallm

an

(19

49

)C

uar

zoFe

ldes

pato

Gra

uva

ca b

asad

a en

el c

onte

nid

o de

m

atri

z.

Frag

men

tos

de

roca

ig

nor

ados

Dap

ples

, K

rum

bein

y

Slos

s (1

95

3)

Cu

arzo

y c

her

tFr

ag.

de r

oca

y m

atri

zFe

ldes

pato

po

tási

co

y só

dico

Gra

uva

ca b

asad

o en

la

sum

a de

fr

agm

ento

s de

ro

ca

y m

atri

z.

Feld

espa

tos

cálc

icos

ign

orad

os

Text

ura

y

min

eral

ogía

Frag

men

tos

de

roca

Frag

men

tos

de

roca

OTRAS CLASIFICACIÓN DE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CLÁSTICAS


Tom

ado

de P

etti

joh

n, P

otte

r an

d Si

ever

s, 1

97

3

Ref

eren

cia

Bas

e d

e la

Cla

sifi

caci

ónEl

emen

tos

Pri

nci

pale

s de

la C

lasi

fica

ción

Com

enta

rios

Will

iam

s y

otro

s(1

95

4),

D

ott

(19

64

))

Cu

arzo

y

cher

t

Frag

men

tos

de

roca

d

e gr

ano

fin

o

Feld

espa

toR

econ

oce

dos

tipo

s ba

sado

s en

el

% d

e m

atri

z >

o <

de

10

%.

Gra

uva

ca u

tiliz

a u

na

clas

ific

ació

n

esp

ecia

l

Pet

tijo

hn

(1

95

7)

Cu

arzo

Feld

espa

to

y fr

ag.

de

roca

Gra

uva

ca

basa

da

en

con

ten

ido

de

arci

lla.

No

dife

ren

cia

feld

espa

tos

y fr

ag. d

e ro

ca

Bok

man

(1

95

5)

Cu

arzo

, ch

ert

y cu

arci

ta

Feld

espa

toLa

m

atri

z ar

cillo

sa

es

la

prop

ieda

d m

as i

mpo

rtan

te d

e la

gr

auva

ca

Sah

u (

19

65

)G

ran

os

esta

bles

Mat

riz

8 ti

pos

de a

ren

isca

Arc

illa

Frag

men

tos

de

roca

Text

ura

y

min

eral

ogía

Gra

nos

in

esta

bles

Cu

arzo

Feld

espa

toIg

nor

a lo

s fr

ag.

de

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. G

rau

vaca

ba

sada

en

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cilla

, se

rici

ta,

clor

ita

y co

nte

nid

o d

e fe

ldes

pato

Kru

mbe

in

y Sl

oss

(19

66

)A

rcill

a, s

eric

ita

y cl

orit

a

Res

iste

nte

s S

ilíce

osB

oggs

(19

67

)Fe

ldes

pato

10

di

visi

ones

pr

inci

pale

s y

10

su

bcla

ses

Gra

nos

lábi

les

OTRAS CLASIFICACIÓN DE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

M

M

M

M

M

M

ANEXO II.4.

PLANILLA DE PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS



PLANILLA PETROGRÁFICA DE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

IDEN

TIFI

CA

CIÓ

N D

E LA

MU

ESTR

A:_

__

__

____

__

Tam

año

de G

rano

Máx

imo:

_

__

___

___

Mín

imo:

_

__

___

___

Pro

med

io:_

__

____

__

Esco

gim

ien

to:_

___

__

____

____

___

____

___

____

Red

onde

z:__

____

___

____

____

___

____

___

____

Mad

ure

z Te

xtu

ral:

__

___

____

____

___

___

____

__

CLA

SIFI

CA

CIÓ

N D

E LA

RO

CA

:__

__

____

__

____

CA

RA

CTE

RÍS

TIC

AS

PR

IMA

RIA

S -

TEX

TUR

ALE

S

CA

RA

CTE

RÍS

TIC

AS

PR

IMA

RIA

S –

MIN

ERA

LOG

ÍA D

ETR

ÍTIC

A

CU

AR

ZOM

onoc

rist

alin

o___

_%P

olic

rist

alin

o _

___%

FELD

ESP

ATO

SO

rtos

a

_

__

%M

icro

clin

o _

__%

Pla

gioc

lasa

s___

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AG

MEN

TO D

E R

OC

A (

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Ch

ert

_

__%

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rgilá

ceo

_

__

%FR

Met

amór

fica

__

_%FR

Car

bon

átic

a _

__%

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gnea

__

_%

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edim

enta

ria_

__%

MIN

ERA

LES

AC

CES

OR

IOS

Bio

tita

__

_%

Mu

scov

ita

_

__

%A

nfí

bole

s

_

__

%Ep

idot

o

__

_%

Cir

cón

_

__

%M

ater

ia O

rgán

ica_

__%

MA

TRIZ

__

__

___

%

Ori

enta

ción

de

Gra

nos:

__

____

____

____

___

____

CA

RA

CTE

RÍS

TIC

AS

PR

IMA

RIA

S –

ESTR

UC

TUR

AS

SED

IMEN

TAR

IAS

:__

___

___

___

____

____

___

____

_


PLANILLA PETROGRÁFICA DE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CLÁSTICAS

CEM

ENTO

S /M

INER

ALE

S A

UTI

GÉN

ICO

S

Sobr

ecre

cim

ien

tos

de C

uar

zo

___

_%

Sobr

ecre

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ien

to d

e Fe

ldes

pato

___

_%C

alci

ta_

__

_%

Dol

omit

a_

__

_%

Side

rita

__

__

%P

irit

a

__

__

%

CA

RA

CTE

RÍS

TIC

AS

SEC

UN

DA

RIA

S -

DIA

GEN

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AS

PO

RO

S P

RIM

AR

IOS

Inte

rgra

nu

lare

s___

_%

PO

RO

S SE

CU

ND

AR

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Mól

dico

s

_

__%

Intr

agra

nu

lare

s _

__%

Sobr

ecre

cido

s

__

_%

Elon

gado

s

__

_%

Por

Fra

ctu

ra

_

__

%

MIN

ERA

LES

AU

TIG

ÉNIC

OS

AR

CIL

LOSO

S

Cao

linit

a

_

___

%Il

lita

__

__%

Esm

ecti

ta_

__

_%

Clo

rita

__

__

%A

rcill

as M

ixta

s__

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Con

tact

os e

ntr

e G

ran

os:_

____

____

____

SIST

EMA

PO

RO

SO

PR

OC

ESO

S D

IAG

ENÉT

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S:_

___

____

____

___

___

____

____

___

____

___

____

____

___

___

__

MIN

ERA

LES

SEN

SITI

VO

S:

__

____

____

___

____

___

____

____

___

___

____

____

___

____

___

PO

SIB

LE D

AÑ

O D

E FO

RM

AC

IÓN

:_

___

____

____

___

___

____

____

___

____

___

____

____

___

___

__

DES

CR

IPC

IÓN

DE

FOTO

MIC

RO

GR

AFÍ

A

M

M

M

M

M

M

ANEXO II.5.

PRINCIPALES DIFERENCIAS ENTRE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

CARBONÁTICAS Y CLÁSTICAS



PRINCIPALES DIFERENCIAS ENTRE LAS ROCASSEDIMENTARIAS CARBONÁTICAS Y CLÁSTICAS

M

M

M

M

M

M

ANEXO III.1.

ESQUEMA DE TIPOS DE ARCILLAS ALOGÉNICAS


CAPÍTULO III - DIAGÉNESIS

AN

EXO

III

.1.

Mod

ific

ado

de D

iag

enés

is d

e ar

enis

cas

(20

00

)

FLÓ

CU

LO

FRA

GM

ENTO

SD

E R

OC

A D

ELU

TITA

BIO

TUR

BA

CIÓ

N

AR

CIL

LAS

B

IOG

ÉNIC

AS

O

PEL

LETS

MA

TRIZ

D

ISP

ERS

A

LAM

INA

S

INTE

RC

ALA

DA

S

PA

RTÍ

CU

LAS

MIC

ÁC

EAS

DEG

ENER

AD

AS

RES

IDU

OS

INFI

LTR

AD

OS

DE

OTR

AS

CA

PA

S

CLA

STO

SA

RC

ILLO

SO

S

Son

de

posi

tada

s si

mu

ltán

eam

ente

co

n lo

s gr

anos

tam

año

aren

a.

Son

el

re

sult

ado

de

las

vari

acio

nes

en

la

com

pete

nci

a de

l ag

ente

de

tran

spor

te e

n e

l am

bien

te d

e de

posi

taci

ón.

Frag

men

to

de

roca

de

for

mac

ion

es m

as

anti

guas

.

Der

ivad

os d

e la

ero

sión

de

las

capa

s de

posi

tada

s,

pen

econ

tem

porá

nea

s a

la

depo

sita

ción

.

Pro

duct

o de

la

fl

ocu

laci

ón

de

arci

llas,

fo

rman

do

part

ícu

las

aglo

mer

adas

de

ta

mañ

o ar

ena.

Por

in

gest

ión

y e

xcre

ción

de

l lod

o po

r or

gan

ism

os.

Pro

duct

o de

la

acti

vida

d de

or

gan

ism

os

que

mez

clan

sed

imen

tos.

Infi

ltra

ción

re

sidu

al

de

otra

s ca

pas

de

sedi

men

tos

mas

fi

nos

in

fra

o su

pray

acen

tes,

pro

duct

os

del

mov

imie

nto

de

los

flui

dos

de

poro

.

ESQ

UEM

A D

E TI

PO

S D

E A

RC

ILLA

S A

LOG

ÉNIC

AS

M

M

M

M

M

M

ANEXO III.2.

COMPORTAMIENTO DE LA ESMECTITA EN AMBIENTES DIAGENÉTICOS RICOS EN MAGNESIO Y POTASIO


CAPÍTULO III - DIAGÉNESISANEXO III.2.

Mod

ific

ado

de D

un

oyer

de

Seg

onza

c, 1

97

0

COMPORTAMIENTO DE LA ESMECTITA EN AMBIENTESDIAGENÉTICOS RICOS EN MAGNESIO Y POTASIO

M

M

M

M

M

M

ANEXO III.3.

DIAGÉNESIS VS. MARCO TECTÓNICO



DIAGÉNESIS VS. MARCO TECTÓNICO

M

M

M

M

M

M

ANEXO III.4.

PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPO DE DIAGÉNESIS



PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPOS DE DIAGÉNESIS

CO

MP

AC

TA

CIÓ

N M

EC

ÁN

ICA

Co

nta

cto

s fl

ota

nte

s y

/o

ta

ng

en

cia

les

Co

nta

cto

s lo

ng

itu

din

ale

s

Co

nta

cto

s có

nca

vo

-co

nv

ex

os

Co

nta

cto

s su

tura

do

s

INT

ER

ME

DIA

SO

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RA

PR

OF

UN

DA

PR

ES

IÓN

-SO

LU

CIÓ

N

TIP

OS

DE

DIA

GÉ

NE

SIS

PR

OC

ES

OS

DIA

GE

NÉ

TIC

O

CE

ME

NT

AC

IÓN

/ A

UT

IGÉ

NE

SIS

Sil

íce

aC

arb

on

áti

caC

alc

ita

Do

lom

ita

Sid

eri

taC

alc

ita

Fe

rro

ma

gn

esi

an

aD

olo

mit

a F

err

om

ag

ne

sia

na

Arc

illa

s A

uti

gé

nic

as

Esm

ect

ita

Ca

oli

nit

aIl

ita

Clo

rita

Otr

os Pir

ita

He

ma

tita

y/

o G

oe

tita

So

bre

cre

cim

ien

tos

de

Fe

lde

spa

to

Ye

so-A

nh

idri

ta

Ze

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tas

Gla

uco

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a

CO

MP

AC

TA

CIÓ

N M

EC

ÁN

ICA

Co

nta

cto

s fl

ota

nte

s y

/o

ta

ng

en

cia

les

Co

nta

cto

s lo

ng

itu

din

ale

s

Co

nta

cto

s có

nca

vo

-co

nv

ex

os

Co

nta

cto

s su

tura

do

s

INT

ER

ME

DIA

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ME

RA

PR

OF

UN

DA

PR

ES

IÓN

-SO

LU

CIÓ

N

TIP

OS

DE

DIA

GÉ

NE

SIS

PR

OC

ES

OS

DIA

GE

NÉ

TIC

O

CE

ME

NT

AC

IÓN

/ A

UT

IGÉ

NE

SIS

Sil

íce

aC

arb

on

áti

caC

alc

ita

Do

lom

ita

Sid

eri

taC

alc

ita

Fe

rro

ma

gn

esi

an

aD

olo

mit

a F

err

om

ag

ne

sia

na

Arc

illa

s A

uti

gé

nic

as

Esm

ect

ita

Ca

oli

nit

aIl

ita

Clo

rita

Otr

os Pir

ita

He

ma

tita

y/

o G

oe

tita

So

bre

cre

cim

ien

tos

de

Fe

lde

spa

to

Ye

so-A

nh

idri

ta

Ze

oli

tas

Gla

uco

nit

a

CAPÍTULO III - DIAGÉNESISCONTINUACIÓN ANEXO III.4.

PROCESOS DIAGENÉTICOS VS. TIPOS DE DIAGÉNESIS

INTERMEDIA

SOMERA

PROFUNDA

TIP

OS

DE

DIA

GÉ

NE

SIS

PR

OC

ES

OS

DIA

GE

NÉ

TIC

O

DIS

OL

UC

IÓN

AL

TE

RA

CIÓ

NA

rcil

las

Fra

gm

en

tos

Dú

ctil

es

Fo

rma

ció

n d

e Z

eo

lita

s

RE

CR

IST

AL

IZA

CIÓ

N

Ca

oli

nit

a

Ca

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a/

Dic

kit

a

Dic

kit

a

Ca

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nit

a -

-! !!!D

ick

ita

Po

liti

po

s 1

Md

Po

liti

po

s 1

M

Po

liti

po

s 2

M

Po

liti

po

s d

e I

lita

Clo

rita

ric

a e

n H

ierr

o

Clo

rita

ric

a e

n M

g

Po

liti

po

s d

e l

a C

lori

ta

RE

EM

PL

AZ

O

Fe

lde

spa

tos

Po

tási

cos

Pla

gio

cla

sas

Bio

tita

Mu

sco

vit

a

Síl

ice

Ca

rbo

na

tos

INT

ER

ME

DIA

SO

ME

RA

PR

OF

UN

DA

TIP

OS

DE

DIA

GÉ

NE

SIS

PR

OC

ES

OS

DIA

GE

NÉ

TIC

O

DIS

OL

UC

IÓN

AL

TE

RA

CIÓ

NA

rcil

las

Fra

gm

en

tos

Dú

ctil

es

Fo

rma

ció

n d

e Z

eo

lita

s

RE

CR

IST

AL

IZA

CIÓ

N

Ca

oli

nit

a

Ca

oli

nit

a/

Dic

kit

a

Dic

kit

a

Ca

oli

nit

a -

-! !!!D

ick

ita

Po

liti

po

s 1

Md

Po

liti

po

s 1

M

Po

liti

po

s 2

M

Po

liti

po

s d

e I

lita

Clo

rita

ric

a e

n H

ierr

o

Clo

rita

ric

a e

n M

g

Po

liti

po

s d

e l

a C

lori

ta

RE

EM

PL

AZ

O

Fe

lde

spa

tos

Po

tási

cos

Pla

gio

cla

sas

Bio

tita

Mu

sco

vit

a

Síl

ice

Ca

rbo

na

tos

M

M

M

M

M

M

ANEXO IV.1.

FLUJOGRAMA PARA DETERMINAR EL POTENCIAL DE ARENAMIENTO

DE UN YACIMIENTO



Mod

ific

ado

de G

orm

an e

t. a

l. SP

E (1

98

9)

ANEXO IV.1.

FLUJOGRAMA PARA DETERMINAR EL POTENCIALDE ARENAMIENTO DE UN YACIMIENTO


Mod

ific

ado

de G

orm

an e

t. a

l. SP

E (1

98

9)

CONTINUACIÓN ANEXO IV.1.

FLUJOGRAMA PARA DETERMINAR EL POTENCIALDE ARENAMIENTO DE UN YACIMIENTO

M

M

M

M

M

M

ANEXO IV.2.

GRADO DE REACCIÓN DE LAS ARCILLAS ANTE LOS DIFERENTES PROCESOS

DE DAÑO DE FORMACIÓN POTENCIAL



ÁC

IDO

(HF)

Áci

do (H

Cl)

Agu

a Fr

esca

ÁC

IDO

(HF)

Agu

a Fr

esca

Áci

do (H

Cl)

Mig

raci

ón d

e Fi

nos

AG

UA

FR

ESC

AÁ

CID

O (H

Cl)

ÁC

IDO

(HF)

ÁC

IDO

(HF)

MIG

RA

CIÓ

N D

E F

INO

SÁ

cido

(HC

l)

Arc

illa

Det

rític

aL

amin

ada

Arc

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Det

rític

aB

iotu

rbad

a

Arc

illa

Aut

igén

ica

Rel

lena

ndo

Poro

Arc

illa

Aut

igén

ica

Del

inea

ndo

Gra

no

ÁC

IDO

(HF)

Áci

do (H

Cl)

Agu

a Fr

esca

Mig

raci

ón d

e Fi

nos

ÁC

IDO

(HF)

Agu

a Fr

esca

Áci

do (H

Cl)

MIG

RA

CIÓ

N D

E F

INO

S

AG

UA

FR

ESC

AÁ

CID

O (H

Cl)

ÁC

IDO

(HF)

ÁC

IDO

(HF)

MIG

RA

CIÓ

N D

E F

INO

SÁ

cido

(HC

l)

Porc

enta

je d

e A

rcill

a<

10%

> 10

%

SÍL

ICE

Y/O

CA

RB

ON

AT

O

ME

CA

NIS

MO

S D

E D

AÑ

O D

E F

OR

MA

CIÓ

N

< 10

%>

10%

AR

CIL

LA

Áci

do (H

F)Á

cido

(HC

l)A

gua

Fres

caA

REN

AM

IEN

TO

Áci

do (H

F)Á

cido

(HC

l) A

gua

Fres

caM

igra

ción

de

Fino

sA

REN

AM

IEN

TO

Áci

do (H

F)A

gua

Fres

caÁ

cido

(HC

l)M

igra

ción

de

Fino

sA

REN

AM

IEN

TO

Áci

do (H

F)A

gua

Fres

caÁ

cido

(HC

l)M

igra

ción

de

Fino

sA

REN

AM

IEN

TO

AG

UA

FR

ESC

AÁ

CID

O (H

Cl)

Áci

do (H

F)A

REN

AM

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ANEXO IV.2.

GRADO DE REACCIÓN DE LAS ARCILLAS ANTE LOS DIFERENTES PROCESOS DE DAÑO DE FORMACIÓN POTENCIAL

M

M

M

M

M

M

ANEXO IV.3.

SEVERIDAD DEL IMPACTO QUE EL DAÑO DE FORMACIÓN TIENE

SOBRE LOS PROCESOS DE LOS POZOS



**

**

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ANEXO IV.3.

SEVERIDAD DEL IMPACTO QUE EL DAÑO DE FORMACIÓN TIENE SOBRE LOS PROCESOS DE LOS POZOS

M

M

M

M

M

M

ANEXO IV.4.

PRINCIPALES PROCESOS DE DAÑO DE FORMACIÓN Y MINERALES AFECTADOS


CAPÍTULO IV – DAÑO DE FORMACIÓNANEXO IV.4.

PRINCIPALES PROCESOS DE DAÑO DE FORMACIÓN Y MINERALES AFECTADOS

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M

M

M

M

M

M

ANEXO IV.5.

PASOS DEL MODELO ESTÁTICO AL MODELO ESTOCÁSTICO


CAPÍTULO IV – DAÑO DE FORMACIÓNANEXO IV.5.

PASOS DE MODELO ESTÁTICO AL MODELO ESTOCÁSTICO

M

M

M

M

M

M Derechos reservados 2004

Este es un trabajo de autoría no publicado protegido por las leyes de la Republica Bolivariana de Venezuela. No puede ser reproducido, copiado, publicado o prestado a otras personas o entidades sin el permiso explícito de LUMA, S.A.

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